Boletín de Geología Publicación Especial Nº 12 LEXICO ESTRATIGRAFICO DE VENEZUELA Tercera Edición 1997 Ministerio del Poder Popular de Desarrollo Minero Ecológico Almirante William Serantes Pinto Presidente del Instituto Nacional de Geología y Minería Msc. Alejandro Martínez Subgerente de la Secretaría de Presidencia Lic. Antonio Paz Gerencia de Investigaciones Geológicas y Recursos Minerales Msc. Jesús Monsalve Gerencia de Proyectos de Desarrollo Minero Geól. Obed Michel Gerencia de Información Geológica Minera Lic. Argimir Gil Colaboradores Geól. Nelly Pimentel Ing. Lisbeth Flores Msc. Orosman Ortegano Lic. Orlando González Versión digital 2021 Caracas – Venezuela NOTA EDITORIAL La Tercera Edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela, está dedicada a la memoria del DOCTOR ALIRIO BELLIZZIA G. insigne pionero de las ciencias geológicas del país y de América del Sur, maestro de numerosas generaciones de geólogos tanto en la Universidad Central de Venezuela, como en el Ministerio de Energía y Minas y quien lamentablemente falleciera este año. La vida profesional del Doctor Bellizzia estuvo dedicada a la divulgación del conocimiento geológico y la muerte lo sorprendió enfrentando el reto de coordinar el equipo responsable de llevar a feliz término esta edición del léxico, al cual se refería de la siguiente manera: "es una obra valiosa, esencial y de consulta diaria y representa para las ciencias geológicas lo que el lenguaje es para un país; es la manera de expresar con precisión los conceptos fundamentales de su estratigrafía". SECRETARÍA EJECUTIVA PRÓLOGO En esta tercera edición del léxico se incluyen los resultados de mayor relevancia obtenidos del esfuerzo realizado por diversos organismos públicos, docentes e industriales del país, durante los últimos veintiocho años, con lo cual se actualiza la información estratigráfica e incrementa el conocimiento geológico de Venezuela. Además de la descripción de nuevas unidades estratigráficas, la mayor contribución de esta versión del léxico está en definir con mayor precisión las edades geológicas como consecuencia del desarrollo alcanzado en los últimos años por los estudios de palinomorfos, dinoflagelados, nanoplancton calcáreo y foraminíferos, así como también por los métodos geoquímicos, geofísicos y geocronológicos. Adicionalmente, se incluye una síntesis geológica del país, bajo la óptica de los conceptos vigentes de la tectónica global, un mapa geológico-estructural digitalizado, cuadros de correlación y secciones de referencia. La edición se presenta en dos tomos, organizados de manera que cualquier persona interesada pueda acceder fácilmente a la información deseada, sin necesidad de ser un especialista de las ciencias geológicas. Esta nueva versión del léxico, ha sido promovida por el Ministerio de Energía y Minas, Petróleos de Venezuela y sus filiales, con la colaboración de las universidades nacionales, la Corporación Venezolana de Guayana y de algunas otras empresas privadas. Se agradece el esfuerzo realizado por las personas involucradas en la descripción de las unidades, los responsables de coordinarlas y particularmente al Doctor Alfredo Menéndez. Un reconocimiento especial merece el Doctor José Méndez Zapata cuya dedicación permitió alcanzar la meta propuesta. 4 CONTENIDO Pág. 13 I INTRODUCCION Reseña histórica del Léxico Estratigráfico de Venezuela. Secretaria Ejecutiva y Comisiones de Trabajo. Lista de colaboradores. Normas para la descripción de unidades. Modelo para la descripción de una unidad litoestratigráfica en la Tercera Edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela. Modelo para la descripción de una unidad litodémica en la Tercera Edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela. II SINOPSIS DE LA GEOLOGIA DE VENEZUELA 18 III LEXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA 29 IV INDICE ALFABETICO Y LISTA CRONOLÓGICA DE UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS 697 V LISTA DE ABREVIATURAS Y SIGLAS 771 VI REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS 772 VII ANEXOS: 1. Cuadros de correlación de unidades estratigráficas del Precámbrico y Paleozoico. 1A. Cinturones de rocas verdes en las Provincias Geológicas del Escudo de Guayana 2. Cuadros de correlación de unidades estratigráficas del Mesozoico y Cenozoico. 2A. Secciones cretácicas. 3. Cuadros de correlación de unidades estratigráficas de Falcón, región piemontina de la Cordillera de La Costa y la isla de Margarita. 3A. Secciones del Terciario. 4. Cuadros de correlación de unidades estratigráficas del Cuaternario. 5. Mapa geológico-estructural de Venezuela 5 INTRODUCCION RESEÑA HISTORICA DEL LEXICO ESTRATIGRAFICO DE VENEZUELA La primera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (LEV) fue presentada ante el XX Congreso Geológico Internacional realizado en México en 1956 y publicado en ese mismo año. Con el objeto de mantener actualizada la información estratigráfica del país y fijar las bases para ediciones futuras, fue creado en 1957 el Organismo Permanente del Léxico Estratigráfico (OPLE), con carácter permanente y semioficial. Este organismo adscrito al entonces Ministerio de Minas e Hidrocarburos estaba presidido por el Director de Geología y constituido por representantes de entidades oficiales y privadas, designadas por su experiencia en el campo de la Estratigrafía en Venezuela. Posteriormente, el nombre de este organismo fue modificado por el de Comisión Venezolana de Estratigrafía y Terminología (CVET), filial de la Sub-Comisión de Estratigrafía de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas, la cual coordinó la preparación de la segunda edición, publicada en el año 1970. A partir de esta segunda edición del Léxico Estratigráfico, las actividades de este organismo fueron disminuyendo progresivamente hasta su total paralización. En el año 1986 las actividades fueron reiniciadas y se designo presidente de la Comisión al Director General Sectorial de Minas y Geología del Ministerio de Energía y Minas, con la Vicepresidencia del Director de Geología del MEM. El Dr. Alirio Bellizzia fue designado Secretario Ejecutivo de esta Comisión y Coordinador General para la elaboración del LEV. El principal objetivo de la reactivación de esta Comisión fue el de publicar la tercera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela, prevista para fines de 1988, para coincidir con la conmemoración de los 50 años de actividad de la Escuela de Geología, la creación del Servicio Nacional de Geología y Minería y la realización del Séptimo Congreso Geológico Venezolano. 6 En fecha 01 de septiembre de 1986, el Director General Sectorial de Minas y Geología y Presidente de la Comisión Venezolana de Estratigrafía y Terminología (CVET) envió una comunicación al Presidente de Petróleos de Venezuela, en la cual informa la necesidad de publicar una nueva edición del LEV. y solicita en nombre del MEM, la cooperación de dicha Institución. Posteriormente, el Director General Sectorial de Minas y Geología del Ministerio de Energía y Minas, formalizó la reestructuración de la Comisión Venezolana de Estratigrafía y Terminología, designó una nueva subcomisión del Léxico Estratigráfico de Venezuela y participó la decisión de elaborar la tercera edición del mismo. Al efecto, en septiembre de 1986 se aprobó un cronograma de trabajo y en octubre del mismo año se designó un comité, el cual seria responsable de coordinar la preparación de la nueva edición del Léxico Estratigráfico; además, se nombran diferentes comisiones de trabajo, donde participaron activamente profesionales del Ministerio de Energía y Minas, Petróleos de Venezuela y sus filiales, universidades nacionales, corporaciones de desarrollo y empresas privadas; a comienzos de 1987 se estableció la Secretaria Ejecutiva del Léxico Estratigráfico en el Ministerio de Energía y Minas. En marzo de 1996, el Ministerio de Energía y Minas y Petróleos de Venezuela y sus filiales deciden concluir la tercera edición del Léxico Estratigráfico y para ello cuentan con la colaboración de las universidades nacionales, la Corporación Venezolana de Guayana y de algunas empresas privadas. Se estableció una Secretaria Ejecutiva, presidida por el Director General Sectorial de Minas y Geología del Ministerio de Energía y Minas, la cual es responsable de coordinar el proyecto; además, se designan diferentes comisiones de trabajo para coordinar la descripción de las unidades estratigráficas y la edición del libro. A continuación se presentan los integrantes de la Secretaria Ejecutiva y de las comisiones de trabajo, así como también la lista de colaboradores en la descripción de las unidades estratigráfica 7 SECRETARIA EJECUTIVA Y COMISIONES DE TRABAJO SECRETARIA EJECUTIVA OSWALDO RUIZ MEM ALIRIO BELLIZZIA MEM NELLY PIMENTEL DE BELLIZZIA MEM ALFREDO MENENDEZ PROMINSUR RAMON GUTIERREZ PDVSA VICTOR CAMPOS PDVSA WOLFGANG SCHERER INTEVEP ELIAS ZAMBRANO PDVSA COMISIONES DE TRABAJO SINOPSIS DE LA GEOLOGIA DE VENEZUELA Emira Cabrera, Felipe Audemard, Juan Di Croce y Alfredo Menéndez. CUENCA DE BARINAS-APURE Emira Cabrera, Don Kiser. CUENCA DE FALCON Lourdes Díaz de Gamero. CUENCA ORIENTAL Marianto Castro CORDILLERA DE LA COSTA Franco Urbani SERRANIA DEL INTERIOR Marianto Castro CORDILLERA DE LOS ANDES Oscar Odreman SIERRA DE PERIJA Oscar Odreman CUATERNARIO José Méndez B. ESCUDO DE GUAYANA Alfredo Menéndez MACIZO DE EL BAUL Y DEPENDENCIAS FEDERALES Peter Moticska PENINSULA DE PARIA Nelly P. de Bellizzia CUADROS DE CORRELACION SECCIONES Felipe Audemard y Emira Cabrera. Y COMITE EDITOR COORDINACION: Sol Benítez, Aura Neuman INTEGRANTES: Noraima Caraballo, José Méndez Z., Arcángel Cardozo, Soledad Méndez, Elías Zambrano, Maria Nieves, Maria Antonia Rujana, Manuel Quintero, José F. Matos SECRETARIAS: Maria Victoria Mutis, Susana Alfonso COLABORADORES EN LA DESCRIPCION DE UNIDADES E. ALVAREZ O. MACSOTAY J. F. ARMINIO A. MEDEROS R. ARSTEIN J. MENDEZ B. G. ASCANIO J. MENDEZ F. AUDERMARD A. MENENDEZ A. BELLIZZIA A. MOLINA N. BENAIM J. MORA S. BENITEZ P. MOTICSKA E. CABRERA M. I. MUÑOZ V. CAMPOS E. NAVARRO M. CASTRO M. ODEHNAL J. DE DAL O. ODREMAN A. DE SALAZAR J. F. ORTEGA H. DEL CASTILLO D. PEREZ DE MEJÍA L. DIAZ DE G. N. PIMENTEL M. DIAZ Q. R. PITELLI N. ESCALONA O. REY I. FIERRO J. H. RIOS M. FURRER M. SAMPOL DE R. F. GALEA V. SAVIAN S. GHOSH W. SCHERER G. GIFFUNI C. SCHUBERT C. GRAF C. SOSA SISO G. GRAVES V. TEPEDINO V. HERNANDEZ F. URBANI A. ISEA A. USECHE P. JAM V. VIVAS D. KISER M. WEHRMAN N. LA CRUZ H. YANEZ DE C. M. A. LORENTE F. YORIS 8 NORMAS PARA LA DESCRIPCION DE UNIDADES Las normas usadas en la preparación de esta tercera edición del Léxico Estratigráfico se fundamentan en la edición anterior (1970), en el Código Norteamericano de Estratigrafía (1983), en la versión al castellano de la Guía Internacional de Clasificación, Terminología y Empleo Estratigráfico. Introducción y Resumen (Bol. Geol., 10(22): 283-331,1973.) y en la traducción al castellano de la Guía Estratigráfica Internacional (International Stratigraphic Guide), 1980, Editor H. D. Hedberg, Editorial Reverte, Barcelona, España. Los modelos adjuntos distinguen entre unidades litoestratigráficas, para rocas estratiformes con estructuras primaria preservadas, no metamorfizadas o con grado bajo de metamorfismo y unidades litodémicas, para rocas no estratiformes, con transposición de estructuras con grado alto de metamorfismo, o para rocas ígneas intrusivas. Consultar los trabajos originales donde aparezcan las descripciones de las unidades estratigráficas y no las ediciones de carácter recopilativo que tengan omisiones o alteraciones que lleven a confusión, Ej. "Geología de Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas" (1980). Es evidente que publicaciones antiguas, como la de SUTTON (1946) o de HEDBERG (1938) contienen datos estratigráficos que fueron pasados por alto en la recopilación citada. Todas las medidas (espesores, áreas, escalas de mapas, etc.) deben escribirse en sistema métrico. Las únicas excepciones las constituyen las referencias de contactos u horizontes marcadores en el subsuelo, cuya cifra de referencia original en pies debe conservarse para facilitar el control. Cuando se cite el trabajo de un especialista en un articulo de geología, debe mencionarse el nombre del especialista antes del autor, seguidos de la fecha, Ej.: BERMÚDEZ (en VIVAS y CAMPOS, 1977) para referirse a una microfauna identificada por el primero para los segundos; o MOTICSKA (en RIVAS et al., 1985) para referirse a una descripción petrográfica realizada por el primero para los segundos. 9 Las descripciones deben estar sobre hojas tamaño carta, a maquina o procesadora de palabras, en espacio y medio, con los nombres de los fósiles en itálicas o subrayados. En estas condiciones, la descripción de una formación no debería pasar de tres (3) páginas, salvo casos excepcionales. MODELO PARA LA DESCRIPCION DE UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS EN LA TERCERA EDICION DEL LEXICO ESTRATIGRAFICO DE VENEZUELA. TÍTULOS 1. Nombre: Arriba, a la izquierda, con mayúsculas, en negrillas, seguida de su rango. Ej. MIRADOR, FORMACIÓN. 2. Edad: Arriba, a la derecha, la era en mayúscula; el período, el piso, o la época, en minúsculas, salvo la inicial en mayúscula. Ej. CENOZOICO (Terciario: Eoceno). 3. Estado: Donde se halla la sección tipo: Entre paréntesis, debajo del nombre, el estado de Venezuela. Ej. Estado Zulia. 4. Rango o Categoría: Debajo de edad, en mayúsculas y en negrillas, la categoría de validez que los autores del artículo consideren, tomando en cuenta los reglamentos pertinentes del código. Ej. VÁLIDO TEXTO 5. Referencias: Se propone reunir los dos subtítulos "Referencia original" y "consideraciones históricas" del LEV 1970. Debe contener la referencia original y una enumeración cronológica de todos los autores que hayan contribuido al estudio de la unidad, citándose las contribuciones más resaltantes en forma escueta. 10 6. Localidad tipo: Describir de la manera que sea más fácil de localizar geográficamente. Aparte del estado y distrito, seria conveniente incluir el numero o nombre de la hoja de Cartografía Nacional a escala 1:100.000, o, si se justifica, a 1:25.000. Discernir entre Holoestratotipo ("sección tipo") e Hipoestratotipo ("secciones de referencia"), así como otras categorías. 7. Extensión geográfica: Citar las áreas donde aflora la unidad y/o su extensión en el subsuelo indicando la localización del pozo y el nombre de la entidad responsable de la perforación. 8. Descripción litológica: Citar los litotipos, según la nomenclatura sedimentológica megascópica más moderna publicada. Las formaciones deben ser descritas de base a tope, indicando claramente la presencia de ciclos o intervalos cuya composición lítica pueda ser separable a nivel de campo o taladro. En caso de formaciones compuestas de paquetes gruesos de litologías variables, indicar la proporción relativa, de los paquetes. Ciertas formaciones se componen de una repetición de dos tipos líticos dominantes, y por ello se puede utilizar un término de referencia a la relación mutua de los dos tipos. Ej.: La Formación Guárico se describe así: “Alternancia rítmica de subgrauvacas y lutitas...”; una unidad hemipelágica, como la Formación. La Luna, se describiría así: "Alternancia monótona de calizas bituminosas y lutitas...." Debe incluirse la forma de las capas. Las capas fosilíferas utilizables; lo mismo es válido para ciertos minerales fácilmente reconocibles. Ej.: "horizonte con glauconita". Deben incluirse las estructuras sedimentarias más comunes o más características de la formación y lo mismo es válido para las bioturbaciones o icnofósiles. En caso de observarse cambios de facies laterales dentro de la formación, deben señalarse. Las descripciones líticas, deberían seguir la usanza internacionalmente aceptada: a) nombre del litotipo. b) textura, c) estructura, d) color fresco y meteorizado, e) noción de la morfología (capa, lente, canal, etc.); f) dimensión. En caso de conocerse cambios laterales de facies, describir o citar el cambio, dando idea en qué dirección o sector de la formación se desarrolla. 11 Se propone incluir en la descripción litológica el paleoambiente en vista de la importancia que se le asigna a la lito y bio-facies, el paleoambiente de sedimentación. Las opiniones de los autores deben citarse, aunque sean contradictorias. Citar la evidencia utilizada para llegar a dicha conclusión, evidencia que puede ser paleontológica, paleobotánica, icnológica, petrográfica, sedimentológica o geoquímica, etc. En caso necesario, referirse al origen tectono-sedimentario de la unidad. 9. Espesor: Señalar primero el espesor en la sección o área tipo; señalar luego espesores de referencia de otras áreas, siempre acompañado por la referencia del autor y la fecha. 10. Relaciones de campo: Término que reemplaza a "contactos" del LEV 1970, en el cual se propone definir el carácter de los contactos superior e inferior de la unidad. De haberse descrito, definir el paso lateral a otras unidades. 11. Fósiles: Citar por su orden de abundancia, los fósiles característicos de la formación, aunque los mismos no sean exclusivos de la unidad. Se trata de destacar los fósiles índices. Citar asimismo, el tipo litológico en el cual se hallan. Ej.: los horizontes de Crasssostrea virginica falconensis (H y H) son marcadores de la Formación Chiguaje, aunque dicha especie se halle también en la Formación La Vela. 12. Edad: Citar la fauna o flora en la cual se basa la datación de edad; si los taxa no corresponden a especies marcadores de zonación (Ej.: Globigerinatella insueta), citar a que zona (s) corresponde (n) los fósiles citados. Señalar asimismo, el horizonte de la formación de donde proceden los fósiles, o si se les halla dispersos por toda la unidad, ya sea que provengan de superficies o de pozo. Si la unidad es poco fosilífera, señalar la localidad de procedencia de esos fósiles. Dar idea del diacronismo, si esta probado. Si la edad se deduce por posición estratigráfica, señalar la edad de las unidades infra o suprayacentes. 13. Correlación: Señalar si la correlación es crono o litoestratigráfica, aunque en las unidades estratiformes se prefiere la primera. 12 14. Importancia económica: Citar cuando se justifique. Aparte del petróleo y carbón, es preciso recordar las rocas industriales y la utilidad de ciertas unidades como acuíferos. 15. Sinonimia: Citar aquí, los términos caídos en desuso, o abandonados por cualquier razón, de la unidad que se describe. MODELO PARA LA DESCRIPCION DE UNA UNIDADES LITODÉMICAS EN LA TERCERA EDICION DEL LEXICO ESTRATIGRAFICO DE VENEZUELA, TÍTULOS 1. Nombre: Arriba a la izquierda, con mayúsculas, en negrillas, seguida de un término lítico descriptivo. Ej.: PARGUAZA, GRANITO; MUCUBAJI, MORRENAS; CHACUAL, COMPLEJO. 2. Edad: Arriba, a la derecha. La era en mayúscula, el período o el piso, en minúsculas, salvo la inicial mayúscula. Ej.: MESOZOICO (Cretácico). 3. Estado: Estado en Venezuela, donde se halla el área tipo colocado debajo del nombre de la unidad. Ej.: Estado Bolívar. 4. Rango o categoría: Encima de la edad, a la derecha, en mayúsculas y en negrillas, la categoría de validez que los autores consideren, tomando en cuenta los reglamentos del Código. Ej.: VÁLIDO o INFORMAL. TEXTO 5. Referencias: Debe contener la referencia original y una enumeración cronológica de todos los autores que hayan contribuido al estudio de la unidad, citándose las contribuciones más resaltantes en forma escueta. 13 6. Localidad tipo: Describir de la manera que sea más fácil de localizar geográficamente. Aparte del estado y distrito, sería conveniente incluir el número o nombre de la hoja de Cartografía Nacional a escala 1:100000, o, si se justifica, a 1:25000. No se establece "sección tipo", concepto restringido para unidades estratiformes. 7. Extensión geográfica: Citar las áreas donde aflora la unidad y/o su extensión en el subsuelo indicando la localización del pozo y el nombre de la entidad responsable de la perforación. 8. Descripción litológica: Citar y describir todos los tipos litológicos presentes en esta unidad, con suficiente detalle y según la nomenclatura más moderna. Esto se hará en orden de abundancia decreciente, mencionándose en cada caso, su ubicación relativa. Deben indicarse además las estructuras (internas o externas) más características de la unidad. De ser posible, mencionar los aspectos geoquímicos relevantes. En las rocas metamórficas, definir el grado de metamorfismo y deformación reconocidos. En caso de observarse, definir las variaciones líticas reconocidas en la unidad. 9. Ambiente tectónico y petrogénesis: Se propone colocar, en este sitio, esta importante entrada en sustitución de "Paleoambiente": 10. Relaciones de campo: Se propone colocar en este sitio, esta caracterización de la unidad, en sustitución de "Contactos", y que debe contener: roca caja, tipos de contactos, morfología y dimensiones de cuerpo. En este subtitulo conviene dar una idea de la magnitud general de los litodomos, basados en datos publicados. Ej.: El granito de MangoDoña Juana, aflora en escala kilométrica; el "Grupo" Villa de Cura alcanza dimensiones decakilométricas y su extensión este-oeste es hectokilométrico. 11. Edad: Mencionar primero las edades absolutas geocronológicas, con definición de la metodología, litología examinada y localidad de la muestra y significado de posibles contradicciones, Ej.: refusión parcial, metasomatismo, etc. Discutir luego las edades 14 relativas y las evidencias disponibles. En caso de haberse hallado fósiles, mencionarlos indicando el tipo litológico y la localidad exacta del hallazgo. 12. Correlación: En unidades litodémicas, se prefiere la correlación litológica y/o de ambiente tectónico, independientemente de la edad. 13. Importancia económica: Citar cuando se justifique. Ej.: rocas industriales. 14. Sinonimia: Citar aquí los términos caídos en desuso o abandonados por cualquier razón, de la unidad que se describe. 15 SINOPSIS DE LA GEOLOGÍA DE VENEZUELA La secuencia de rocas más antigua en Venezuela es de edad Arqueozoico y corresponde al Complejo Imataca, unidad volcano-sedimentaria metamorfizada, que representa la parte más importante de la provincia geológica de Imataca, cuyos afloramientos están restringidos a lo largo del margen sur del río Orinoco en el extremo nororiental del Escudo de Guayana; constituye una franja de unos 80 km de ancho, la cual se extiende desde el cauce del río Caura al oeste hasta las inmediaciones delta del Orinoco al este. Los litotipos predominantes incluyen sedimentos de origen clástico, químico y coladas de lavas básicas; todos ellos están metamorfizados hasta las facies de la granulita y han sido afectados por varios periodos de eventos intrusivos y plegamientos superimpuestos; dentro de esta provincia se encuentran remanentes de cinturones de rocas verdes proterozoicos constituidos por unidades informales (Río Claro, El Torno, Anfibolitas de Danta y La Esperanza. (Anexo 1) La serie volcano-sedimentaria del Grupo Carichapo es cronológicamente más joven que el protolito Complejo de Imataca y representa la sección basal del Supergrupo Pastora. Esta constituida par varios niveles de coladas de lavas básicas y ultrabásicas con estructuras almohadilladas subsecuentemente plegados y metamorfizados hasta las facies de la anfibolita. En contacto concordante sobre esta unidad aparecen las epiclásticas y flujos dacitícos de la Formación Yuruari; estos cinturones están intrusionados por cuerpos dómicos de granitos sódicos (Complejo de Supamo, 2230-2050 Ma); la secuencia continua con una sedimentación de aguas profundas tipo flysch de la Formación Caballape y una unidad diacrónica de capas rojas reconocida como Formación Los Caribes. Estas dos últimas unidades sedimentarias de la Provincia de Pastora se incluyen en el Grupo Botanamo, el cual junto con el Súper Grupo Pastora forma parte de los cinturones de rocas verdes que caracterizan la provincia geológica de Pastora. (Anexo lA). Al oeste del río Caroní, se localizan las unidades sedimentarias del Grupo Chiguao, las cuales son correlativas con el Grupo Botanamo; aparentemente más jóvenes y con relaciones inciertas, se encuentran los flujos félsicos de riolitas-dacitas, tobas, aglomerados 16 y areniscas volcanoclásticas y cuarzosas de la formación Carum; estas secuencias infrayacen en discordancia angular a los sedimentos del Grupo Roraima. El conjunto sufrió un período de metamorfismo, deformación y actividad magmática durante el evento tectotermal Guyanense (Transamazónico), de 2150-1960 Ma y con posible extensión hasta los 1730 Ma. Los cinturones de rocas verdes y los domos del Complejo de Supamo caracterizan la provincia geológica de Pastora, localizada inmediatamente al sur y en contacto de falla con la Provincia de Imataca. (Anexo 1). En la región suroccidental de la Guayana venezolana, se localizan esencialmente rocas graníticas metamorfizadas de carácter sódico, pertenecientes al Complejo Casiquiare, las cuales muestran semejanzas litológicas con el Complejo Supamo. En la región occidental de la guayana venezolana se reconocen como equivalentes de la Formación Carum a rocas metavolcánicas y piroclásticas félsicas (formaciones Caicara y El Viejo), las cuales fueron intrusionadas por extensos plutones de cuarzo-monzonitas y granitos (Santa Rosalía 1700-1875 Ma); Parguaza, San Pedro, 1500 Ma y Guaniamito). El Grupo Roraima forma parte de una cuenca intra-cratónica de varios millones de km2 de extensión, la cual sobrepasa los 3000 m de espesor y se presenta como una sucesión sedimentaria, de vestigios erosionales (tepúes), no deformada y desprovista de metamorfismo, la cual descansa discordante sobre una pliniplanicie del substrato. La base esta conformada por conglomerados y areniscas fluviales (Formación Uairén) seguidos por un intervalo de poco espesor de lutitas físiles (Formación Kukenán) limolitas y tobas devitrificadas (Formación Uiamapué); cierran este ciclo, las ortocuarcitas de la Formación Matauí. El conjunto esta intrusionado por diques y lacolitos de diabasas con edades de 1700-1600 Ma., adicionalmente y en forma localizada, aparecen diques de rocas básicas de edad Mesozoico. El Grupo Roraima se hace más joven hacia el oeste. Al sureste del estado Apure, aflora la Formación Cinaruco, cuyas relaciones con el grupo están por precisarse. La historia precámbrica-paleozoica de Venezuela al norte del río Orinoco es poco conocida debido a que las unidades afloran en ventanas aisladas o están subyacentes a una cubierta 17 de sedimentos más joven, además de que su control de edades es difícil de establecer por incluir rocas con diferentes grados de metamorfismo superimpuesto. En Venezuela noroccidental se encuentran vestigios de una faja plegada peniplanada del Precámbrico superior - Paleozoico inferior. Los núcleos más antiguos de esta cadena afloran en Los Andes venezolanos centrales, en donde se incluyen al Complejo Iglesias y la Asociación Bella Vista (1400-600 Ma). Granitos de unos 600 Ma intrusionan estas secuencias, las cuales también fueron afectadas por metamorfismo regional, facies de esquistos verdesanfibolita (Anexo I). Unidades equivalentes en edad a la de Los Andes han sido reconocidas al este, como parte de los núcleos internos de la cordillera de La Costa en su segmento occidental; entre estas tenemos a los complejos de El Tinaco, Sebastopol, Yumare, Yaritagua y Pena de Mora. Rocas del Paleozoico inferior se reportan en la sierra de Perijá (Formación Perijá) reflejando un grado metamórfico de menor intensidad al observado en la región andina. Los sondeos exploratorios del área de la faja petrolífera del Orinoco permitieron identificar sedimentos Paleozoico inferior no metamorfizados de edad Cambro-Ordovícico (formaciones Hato Viejo y Carrizal), probablemente asociados a la sedimentación clástica más interna de un margen pasivo. En el área del arco de El Baúl, el Paleozoico inferior (Grupo El Barbasco) no presenta evidencias de metamorfismo regional, a pesar de haber sido intrusionado por granitos de Paleozoico superior y representa una extensión septentrional de este margen pasivo. En el flanco barinés de Los Andes afloran rocas sedimentarias marinas del Ordovícico-Silúrico (formaciones Caparo y El Horno) de más de 2000 m de espesor, probablemente relacionadas con facies de talud del margen pasivo. En la región de Los Andes venezolanos, una segunda faja plegada de edad Pensilvaniense se infiere por la angularidad existente entre las rocas metamorfizadas e intensamente deformadas del Carbonífero temprano (formaciones Mucuchachí y Tostós) y gruesa secuencia sedimentaria suprayacente de unos 5000 m del Carbonífero tardío - Pérmico (formaciones Sabaneta, Carache y Palmarito). En la región septentrional de la sierra de Perijá se reconocen unidades sedimentarias de unos 1500 m de espesor correlativas con las 18 observadas en Los Andes para el Carbonífero y Pérmico (formaciones Caño del Noroeste, Caño Indio, Río Palmar y Palmarito), las cuales descansan discordantes sobre unos 2600 m de las lutitas, calizas y areniscas devónicas del Grupo Río Cachirí. El conocimiento de las relaciones de las unidades pre-mesozoicas subyacentes a la cobertura sedimentaria esta controlado por fragmentos de rocas y núcleos de sondeos exploratorios usados en la búsqueda de hidrocarburos. Generalmente estas unidades premesozoicas constituyen el basamento económico, por lo cual han sido poco penetradas. Los sedimentos pérmicos se observan ligeramente plegados y prácticamente sin efectos de metamorfismo alguno previo a la sedimentación del Triásico-Jurásico (Fig. 1). A partir de las reconstrucciones de placas tectónicas para el Paleozoico superior se percibe a esta faja plegada del Carbonífero como una extensión suroccidental de los Mauritanides de África Occidental o bien la extensión meridional de las Ouachitas del sur de Norte América. 19 En el norte de Suramérica, durante el Triásico tardío-Jurásico temprano, se sobrepone una serie de hemi-grabenes sobre las fajas plegadas y parcialmente peniplanadas del Paleozoico (Fig. 2). Esta fase extensional ocurrió en el contexto de un marco de retro-arco, relacionado con la subducción de la Placa del Pacífico al oeste. Las estructuras extensionales están organizadas a lo largo de una franja norte-sur, entre el margen activo andino del Paleozoico superior y el Escudo de Guayana. Los espesores de los hemi-grabenes pueden alcanzar más de 5000 m y en su mayoría están rellenos por capas rojas de carácter continental intercaladas con flujos volcánicos de máficos a intermedios, con afinidad calco-alcalina. Las edades radiométricas de los flujos varían entre 160 y 195 Ma (Grupos La Ge y Guacamayas). Ejemplos de estos hemigrabenes jurásicos pueden reconocerse en perfiles de reflexión, en el área de Urdaneta lago de la cuenca del de Maracaibo y en la subcuenca de Guárico (hemi-graben de Espino). Las terminaciones de las reflexiones sísmicas sugieren en algunos sitios un truncamiento del tope de estas estructuras debido a un levantamiento posterior, pero previo a ser recubiertos por sedimentos del Cretácico temprano (Neocomiense), tal es el caso del hemi20 graben de Urdaneta. Algunas de estas estructuras extensionales contienen una sección dominantemente fluvial de más de 1000 m (Formación Río Negro) de edad Cretácico temprano en su fase terminal de relleno, como se presenta en los hemi-grabenes de Uribante-Angaraveca en Los Andes venezolanos, y Cuibas en la sierra de Perijá. (Anexo 2 y 2A). Al noroeste de Venezuela, en la península de La Guajira, se localizan sedimentos del Jurásico tardío, asociados a una estructura hemi-graben, relacionada con la apertura del Tethys y del Atlántico. Superpuestas a las facies continentales jurásicas de la base, existen facies marinas al tope del Jurásico tardío (Formación Cuiza) y una sucesión completa de rocas contentivas de todos los pisos del Cretácico temprano, las cuales solapan hacia el sur las unidades sedimentarias preexistentes (formaciones Palanz y Moina). Este paquete Cretácico es único y constituye una de las secciones de mayor espesor conocido para toda la región norte de Suramérica. Series del Jurásico tardío de carácter marino se localizan en la península de Paraguana (Formación Pueblo Nuevo) y en la cordillera de La Costa en las meta-sedimentarias de la Formación Las Brisas. Las secuencias cretácicas depositadas en Venezuela son comparativamente más delgadas que las unidades crono-equivalentes del margen occidental oceánico. Se caracterizan por un solapamiento continuo hacia el sur por más de 400 km de ancho, a lo largo de todo el borde septentrional del Escudo de Guayana. 21 Los isópacos totales del Cretácico en su conjunto reflejan espesores puntuales de por lo menos 4000 m. El patrón de distribución de facies es indicativo de una plataforma carbonática (Grupo Cogollo-formaciones Barranquín superior-El Cantil-Borracha) asociada a una profundización progresiva, regional, con pica de máxima transgresión (formaciones La Luna, La Morita y Querecual), correlativos con unidades del golfo de México (formaciones Eagleford y Agua Nueva) y Trinidad (Formación Naparima Hill) (Anexo 3). El pico de máxima incursión marina del Cretácico tardío se reconoce como una sección condensada diacrónica de oeste a este, i.e., del Santoniense-Campaniense en la cuenca de Maracaibo (miembros Socuy-Tres Esquinas); Campaniense en la cuenca Barinas-Apure (Miembro Quevedo); en la cuenca Oriental de Venezuela Maestrichtiense (base del Miembro Guavinita) y Paleógeno temprano (Formación Vidoño). 22 Suprayacente a esta sección condensada se localiza en el occidente, una unidad pelítica de más de 400 m de espesor (Formación Colón) caracterizada por patrones de reflexiones en perfiles sísmicos y naturales de proveniencia de clastos muy distintos, los cuales reflejan sistemas independientes que progradan en direcciones opuestas. Un sistema de progradación sur - norte con fuente de sedimentos desde el Escudo de Guayana aparenta estar bien desarrollado a lo largo de flanco cratónico, y un segundo sistema progradante de norte a sur de sedimentos tipo orógeno provenientes de una fuente norte-noreste. En la región de Barinas y el este de Venezuela, los depósitos más meridionales del Cretácico tardío (formaciones Aguardiente, Escandalosa, Navay y Grupo Temblador) solapan hacia el sur a unidades del pre-Cretácico. Esta configuración geométrica resultante que se manifiesta en la distribución, espesor y arreglo de los paquetes sedimentarios, sugiere un contexto de margen pasivo poco usual, el cual puede asociarse a un enorme golfo o bahía cerrada al sur y al oeste, en donde el margen oeste-noroeste se levantaba por encima del nivel de base del margen sur, mientras que hacia el este persistía la configuración del margen pasivo (formaciones San Antonio y San Juan). Esta configuración dual de doble fuente de sedimentos se mantiene durante toda la evolución de la antefosa venezolana (formaciones Trujillo-Misoa, Tilangona-Pagüey, Roblecito-Chaguaramas-Naricual- Carapita y La Pica). Los cambios mayores en el margen típico del Atlántico occidental se evidencian desde el Cretácico tardío. Para esta época es cuando ocurre el primer levantamiento andino (cordillera Central de Colombia), como resultado de la subducción de la placa oceánica del Pacífico bajo la placa continental de Suramérica (Fig. 4). 23 La subducción localizada al oeste, es de tipo-B (Benioff), mientras que el flanco oriental de la cordillera central representa una subducción tipo A (Ampferer) al desarrollarse esta sobre corteza continental. La subducción tipo A no es frontal y está acoplada a un mecanismo de convergencia oblicua, de reajustes continuos, el cual es responsable del origen y subsecuente evolución de todas las antefosas reconocidas a lo largo del margen norte suramericano. Este mecanismo de subducción A controló la distribución y la arquitectura de las secuencias sedimentarias al sur de las cadenas generadas desde el Cretácico tardío hasta el norte de Suramérica. El cinturón de deformaciones asociado a la subducción A, avanzo de manera progresiva hacia el este-sureste durante el Paleogeno inferior para formar lo que hoy se reconoce como la porción norte de la sierra de Perijá, y el segmento más interno de la cordillera Oriental de Colombia (Valle del Magdalena). 24 Contemporáneo a la subducción A, al norte-noreste de la actual cuenca de Maracaibo, se desarrollo una prolongación del mismo cinturón en el cual se involucraron las secuencias del Paleoceno-Eoceno temprano, donde las unidades mesozoicas del piso oceánico y las del Paleógeno temprano pasan a formar parte de lo que hoy se conoce como el piso de la cadena Caribe. Para esta época, la faja plegada representaba un segmento de una subducción B. Este segmento puede visualizarse como un prisma de acreción (formaciones Matatere-Río Guache-Guárico). Esta subducción B fue drásticamente modificada durante el Eoceno medio; tiempo durante el cual se transformo en una subducción A. Como resultado, el prisma de acreción avanzo más al sur, incorporando en la deformación a los sedimentos cretácicos del margen pasivo (formaciones Carorita y Barquisimeto) y las unidades del substrato de la corteza continental (Olistolitos graníticos). Para entonces se interrumpen los mecanismos y efectos de la actividad metamórfica y magmática asociada al proto-arco antillano interior. Así mismo, se inicia un proceso de levantamiento y erosión profunda, donde localmente más de 5000 m de sección pre-Eoceno tardío fueron removidos; constituyéndose así en fuente de sedimentos de las antefosas localizadas al sur. El conjunto resultante se reconoce actualmente como parte de la cordillera de La Costa, Araya-Paria y Margarita, así como las unidades de las napas de Lara (Fig. 5). 25 El frente eoceno de este cinturón se localiza actualmente fosilizado al sureste, a 10 largo del frente surandino venezolano actual. El frente de la cadena plegada se ha desplazado progresivamente al sur - sureste y representa el marcador de la deformación asociada con la evolución de la subducción A (Anexo 3). El relleno de las antefosas entre la subducción A y el substrato margen pasivo - corteza continental engloba a todas las secuencias terciarias de las cuencas de Maracaibo, BarinasApure y Oriental de Venezuela. El relleno muestra un acuñamiento gradual por solapamiento de todas las unidades desde el Paleoceno al Holoceno hacia el sur-sureste. El Paleoceno más espeso al oeste, es de carácter continental a marino somero, y desaparece por acuñamiento al este, en la región occidental de Los Andes venezolanos actuales y de la cuenca de Barinas-Apure. El Eoceno, representa un megadelta, de más de 6000 m de espesor para la región noreste de la cuenca de Maracaibo, se acuña hacia el oeste de la cuenca de Barinas-Apure y no alcanza la posición actual del arco de El Baúl. La sección paleocena-eocena de aguas profundas conocida en la cuenca oriental de Venezuela no se asocia con la antefosa definida al oeste; sino más bien con facies distales del margen pasivo Atlántico (Anexo 2). Durante el final del Eoceno medio-Oligoceno temprano se produce una reorganización las placas; lo cual se refleja por un cambio en la distribución de las unidades sedimentarias en todo el norte de Suramérica (Fig. 6). Este evento es resultado de la comprensión oblicua dextral a lo largo del límite entre las placas del Caribe y Suramericana. Al norte de Suramérica se desarrollo un sistema de fallas transtensionales a lo largo del eje principal del cinturón paleógeno del Caribe, con actividad volcánica subordinada (flujos andesíticos). Estos sistemas de tracción (Falcón, Tuy-Cariaco, Margarita) permitieron la acumulación en cuencas aisladas, con paquete de hasta 5000 m de sedimentos de facies marinas, comúnmente de aguas profundas. Muchas de las estructuras de hemi-grabenes ubicadas al norte de la cuenca de Maracaibo y norte de Venezuela fueron parcialmente invertidas (Anexo 3). 26 A partir del Oligoceno-Mioceno temprano, estas cuencas transtensionales y transpresivas flotan a lo largo del eje de la Cadena Caribe y se generan por reacomodos de los frentes de deformación (Fig. 7). El mejor exponente de este estilo lo constituye el anticlinorio de Falcón, donde se evidencian la superposición de eventos compresivos concomitantes con etapas de extensión en áreas contiguas (surco de Urumaco-alto de Coro). Dos o tres fases compresivas pueden ser evidenciadas localmente. El primer evento compresivo ocurrió predepositación del Mioceno medio (Grupo La Puerta); un segundo es de edad PlioPleistoceno (Formación Punta Gavilán) y el tercer evento esta activo. La interferencia entre estos sistemas de estructuras reactivadas en inversión definen el grano estructural de estas cuencas. El cambio de espesor a través de los anticlinales, los contrastes de distribución de facies y su arquitectura, son los factores que han dificultado el entendimiento de la estratigrafía de estas cuencas (Anexo 3). 27 El Oligoceno de las antefosas es la molasa continental de mayor cobertura regional; se extiende más al sur del límite Eoceno, y su isópaco muestra engrosamiento contra la sierra de Perijá y Andes colombianos (formaciones Carbonera - La Sierra y Ceibote - Icotea), así como una notable expansión al sur de la cordillera de La Costa, alcanzando en la región de Guárico, espesores superiores a los 3000 m, donde sus facies son de carácter marino (formaciones La Pascua-Roblecito-Quebradón). El Mioceno temprano-medio de Venezuela occidental (grupos El Fausto y Guayabo), mantiene la configuración y el carácter del Oligoceno, mientras que en la región oriental, alcanza espesores de unos 4000 m, contra el flanco sur de la serranía del Interior (formaciones Naricual-Carapita-Oficina). Para este tiempo se reconocen múltiples aportes de sedimentos y amplia variabilidad de ambientes. El marco actual de la antefosa venezolana, resulta en gran parte de la colisión del arco de islas de Panamá contra el borde noroccidental de Suramérica. Este evento del Mioceno tardío es el responsable del levantamiento de Los Andes venezolanos, los cuales, 28 reemplazaron a la sierra Perijá como el orógeno más conspicuo. .El levantamiento de esta cordillera involucra al basamento metamórfico Precámbrico, y dividió a la antefosa inicial en las dos cuencas, que hoy identificamos como la cuenca de Maracaibo al norte y la cuenca de Barinas-Apure al sur. La configuración actual de las cuencas de Maracaibo y Barinas, se define durante este evento y se identifica por el engrosamiento del relleno que acompaña al levantamiento de Los Andes venezolanos. Dos tipos de cuencas respondieron a este pulso: la del norte (Maracaibo) por carga flexural con unos 6000 m de molasa (formaciones La Puerta-Los Ranchos); la del sur (Barinas) como cuenca satélite por simple flexura del edificio andino, con unos 3000 m de sección de carácter continental (Formación Río Yuca). La ventana paleozoica - mesozoica del arco de El Baúl es un elemento asociado a una historia polifásica; erosión de las unidades cretácicas más jóvenes, pre-subsidencia y relleno durante el Paleogeno superior-Neógeno inferior, seguida por una fase de inversión iniciada a finales del Mioceno, debido a la carga flexural transversa del ultimo pulso de la combaduras A, en su extremo occidental. En este contexto, el arco de El Baúl se visualiza como la interferencia de este, con erosión marcada al oeste (subcuenca de Guárico), situación que ha permitido mantener al arco de El Baúl como la divisoria entre las cuencas de Barinas-Apure y la Oriental de Venezuela. Concomitante al sistema andino, se desarrolla la progresión de la interacción entre la placa Caribe y la placa Atlántica-Suramericana, donde se genera una subducción B para la región el arco de las Antillas Menores, y una subducción A en su prolongación meridional en la región noroccidental de Venezuela y Trinidad (Fig. 8). 29 El relleno de la antefosa con más de 7000 m de espesor, suprayace a secuencias previamente plegadas y se extiende aún más al este como parte de la subcuenca de Maturín donde conforma el delta del Orinoco. La región deltana es un ejemplo único donde se reconoce la transición e interacción de los dos tipos de subducción con un delta mayor sobrepuesto. La distribución de las unidades del Cuaternario de Venezuela son las respuesta a los eventos tectónicos discutidos, donde se observan dos tipos de depósitos; los piemontinos e intramontanos de carácter continental, asociados a los frentes de montañas y a rellenos de cuencas de tracción; y los depósitos costeros interdigitados con ambientes marinos (Anexo 4). Los tipos piemontinos, conformados principalmente por abanicos aluviales e intercalaciones de niveles lacustrinos y ocasionalmente eólicos, presentan su mejor desarrollo a lo largo del frente norandino y perijanero; así como a lo largo del flanco meridional de la cordillera de La Costa y serranía del Interior. Las cuencas intramontanas tienden a incluir depósitos fluvio-lacustrinos como los del lago de Valencia, y las formaciones Guatire y Mamporal. Los depósitos costeros representan el desarrollo de las plataformas marinas actuales del norte y este de Venezuela. Hacia el este prosigue la 30 progradación del megadelta del Orinoco. En la región de la cuenca septentrional de Venezuela, la mayor parte de los sedimentos cuaternarios se localizan por debajo del nivel del mar, y sus afloramientos son observables en los márgenes de la cuenca (Guajira-FalcónAraya-Paria) y de las dependencias federales (Coche-Cubagua-Margarita-La Orchila-La Blanquilla-Los Roques-Las Aves). 31 A INFORMAL "A" (o "AB") a "U", ARENAS (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al., (1947) ilustran y describen brevemente la nomenclatura de las arenas de la Formación Oficina empleada en el subsuelo del área mayor de Oficina. Señalaron que "....Se correlacionaron las arenas y grupos de arenas en toda la sección productora conocida y se les asignaron las letras "A" a "U" en orden estratigráfico descendente. Las subdivisiones de estas arenas o grupos de arenas se designaron mediante subíndices o los términos superior, media e inferior...." Con algunas modificaciones, este sistema ha permanecido vigente. ALBERDING et al., (1958) y DE SISTO (1959, 1960-a, d) suministraron detalles adicionales que incluyen la correlación de las arenas "A" a "U" y "U1" con los miembros y arenas individuales de la Formación Oficina en los campos petrolíferos de Anaco, en base a la cual se consideró a las arenas "U", infrayacentes a la "U1", como pertenecientes a la Formación Merecure. PROBST (1953) Y DE SISTO (1959) describieron las características sedimentarias de estas unidades. Véase: OFICINA, FORMACION. INFORMAL "A" a "F", ZONAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. DE SISTO (1960) publica la subdivisión de la Formación La Pica en seis zonas "A" a "F" al proponer una sección tipo suplementaria para la formación, en la región norte de Monagas. Las zonas se basan en la expresión de las unidades litológicas en los registros eléctricos de los pozos. DE SISTO señala que, debido a la presencia de discordancias en los topes de las zonas "C" y "D" y el intrincado fallamiento en la zona "D", la distribución de las zonas no es uniforme. Las zonas "B", "C" y "D" equivalen a la zona de Sigmoilina, y la zona "E", a la zona de Textularia. A escala regional, DE SISTO postuló la equivalencia de las zonas "A" y "B" con el Miembro Cotorra de la Formación La Pica, en el campo de Pedernales; la parte superior de la zona "E", con el Miembro Pedernales, y la parte inferior de dicha zona, más toda la "F", con el Miembro Amacuro, en el mismo campo. Véase: LA PICA, FORMACION. INFORMAL 32 "A" a "G", ARENAS (Formación La Pascua) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Guarico. PATTERSON Y WILSON (1953) señalan que las ocho principales arenas productoras de petróleo de la Formación La Pascua, en los campos petrolíferos de Las Mercedes, estado Guárico, se designan mediante las letras "A", "B", "C", "D", "E","F" Y "G". Véase: LA PASCUA, FORMACION. INFORMAL "A" a "T", UNIDADES MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO Estado Barinas. En el campo petrolífero de Silvestre, en el subsuelo del estado Barinas, se ha designado informalmente la secuencia sedimentaria por medio de letras del alfabeto (SVIP, 1963; PIERCE, 1960; VON DER OSTEN, 1966). Su equivalencia con unidades expuestas en la superficie es como sigue; "A": Formación Masparrito; "B", "C"; Formación Gobernador; "D" a "G" e "I" a "M": no publicada, pero presumiblemente equivalentes a la Formación Colón y al Miembro Timbetes de la Formación La Luna; "H": Formación Colón; "N": Miembro La Morita (de la Formación La Luna); "O": Miembro Guayacán (Formación Escandalosa); "P", "R" y "S": Formación Escandalosa; "T": Formación Aguardiente. INFORMAL “A-1" a "C-4"; "A-1" a "E-4", ARENAS: Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. DE SISTO (1960), al describir la sección tipo suplementaria de la Formación La Pica en el área mayor le Santa Bárbara, estado Monagas, muestra la nomenclatura "A-1"; a "C-3", para designar las arenas individuales de su Zona "C" (equivalente a la Zona de Sigmoilina). El mismo autor (1961), empleó la nomenclatura "A-1" a "C-3-4" en las secciones transversales del campo Mulata, en la misma área. En 1962, al presentar el cuadro comparativo de las nomenclaturas empleadas por las compañías petroleras en el norte de Monagas, DE SISTO presenta la nomenclatura "A-1" a "C-4" usada por la Mene Grande Oil Co. y la "A-1" a "E-4"; de la Sinclair. Véase: LA PICA, FORMACION. 33 INVÁLIDO A4, A3-4, A3, A2, A1a, A1-e, ZONAS CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. SENN (1953) empleo esta nomenclatura para designar las faunizonas, mal definidas y actualmente en desuso, de su "Agua Salada Tone", incluidas hoy en el Grupo Agua Salada. Véase: AGUA SALADA, GRUPO. VÁLIDO ABISINIA, FORMACION CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno medio) Distrito Federal. Referencias: La Formación Abisinia forma parte del Grupo Cabo Blanco, el cual fue descrito por primera vez por HUMBOLDT en 1801, quien hizo una descripción litológica de las rocas allí expuestas, además menciono la posible correlación de este grupo con formaciones de la misma edad en la Punta de Araya y Cumaná (HUMBOLDT, Traducción ALVARADO, 1991). El área de Cabo Blanco, incluyendo los afloramientos de la Formación Abisinia, fue cartografiada por DENGO (1953) Y WEISBORD (1957), quien colecciono una gran cantidad de fósiles para ayudar a determinar la edad del grupo. Posteriormente BERMÙDEZ y FUENMAYOR (1962) realizan un estudio de los foraminíferos para correlacionar la formación con la zonación mundial de foraminíferos. Localidad tipo: La localidad tipo se encuentra cerca del caserío Abisinia, entre Maiquetía y Catia La Mar, en el Distrito Federal, 15 km al norte de Caracas. Actualmente esta zona esta urbanizada y quedan solo afloramientos esporádicos. Extensión geográfica: La Formación Abisinia se extiende por unos 4 km, aproximadamente, entre Punta Gorda al este y el Club Playa Grande al oeste, y desde el aeropuerto hasta la línea de costa, (WEISBORD, 1957). Descripción litológica: La Formación Abisinia consiste de arcillas, limolitas, areniscas y gravas, con algunos fragmentos de fósiles mal preservados. Las arcillas son oscuras hacia el oeste y de color gris claro hacia el este. Las areniscas son calcáreas, de grano fino. Las gravas están compuestas por cuarzo, areniscas, esquisto, gneis mezcladas en una matriz de arena fina. Las secuencias litológicas y los fósiles de la Formación Abisinia indican un ambiente de deposición de sedimentos en el rango de las gravas y arenas, en parte derivados de un ambiente piemontino por medio de abanicos aluviales, retrabajadas en la línea de costa. El relleno sedimentario inicial, permitió el desarrollo de un ambiente marino litoral, que se mantuvo durante la sedimentación del resto de la unidad, y de la biota fosilífera estudiada. 34 Espesor: El espesor de esta formación no supera los 13 m. Relaciones de campo: La Formación Abisinia esta en contacto discordante con la Formación Mare infrayacente. Sobre la Formación Abisinia se encuentran los sedimentos recientes en contacto discordante. Fósiles: Los macrofósiles de la Formación Abisinia (gasterópodos, pelecípodos, escafópodos, serpulidos, cirrípedos y briozoarios) fueron estudiados por WEISBORD (1962, 1964a, 1964b, 1965, 1967), de los cuales entre el 88% y 90% son especies que se mantienen en el Reciente. También fueron reportados algunos géneros de foraminíferos: Bathysiphon, Textularia, Quinqueloculina, Nonion, Elphidium, Rotalia, Eponides, Discorbis, Amphistegirina, Globigerina, Globorotalia, Cibicides, Planulina, Cibicidella y Anomalina (WEISBORD, 1957). Edad: WEISBORD (1964-b) asigna una edad de Pleistoceno para la Formación Abisinia, basado en el método de "Determinación de Edad de Lyell", con base al porcentaje de especies aún vivientes que fueron encontradas como fósiles. Dataciones radiométricas por el método de U-Th efectuadas en conchas de gasterópodos; indicaron una edad de 300000 años, lo cual es equivalente a Pleistoceno medio. Correlación: BERMÚDEZ (1966) correlaciona la Formación Abisinia con otras terrazas pleistocenas de la costa venezolana coma la Formación Tortuga y las terrazas de Juan Griego y Punta Galera en la isla de Margarita. También puede correlacionarse con las terrazas pleistocenas del Castillo de Araya, que forman la parte superior de la Formación Cumaná. VÁLIDO ACOSTIENSE, PISO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. RENZ (1948) designa con este nombre a las zonas combinadas de Robulus wallacei y Siphogenerina transversa establecidas por él, con sección tipo en Mene de Acosta, Falcón oriental. El nombre se deriva del distrito Acosta, y la sección tipo comprende partes de las formaciones San Lorenzo y Pozón, del Grupo Agua Salada. El espesor del piso en la sección tipo es de 171 m, que abarcan 116 m del Miembro de Arcillas de Menecito (Formación San Lorenzo), 10 m del Miembro de Arcillas Glauconíferas de Policarpio (Formación Pozón) y 45 m del Miembro de Arcillas Margosas de Husito. En Pozón el espesor probablemente sobrepasa los 500 m y en las zonas costaneras de Isidro-Agüide puede alcanzar 2000 m. Los sedimentos del piso son concordantes con los de la Zona de "Uvigerinella” sparsicostata, infrayacente, y los del Piso Araguatiense, suprayacente. Según RENZ, la base se distingue por la aparición de numerosas especies nuevas y el tope coincide con la desaparición de Siphogenerina transversa. RENZ correlaciona el piso con las zonas media y superior de la Formación Carapita en Venezuela oriental, con faunas de 35 la región del Caribe y el Piso Saucesiense y parte del Zemorriense inferior de California y lo atribuyó al Oligoceno en su totalidad. PETTERS y SARMIENTO (1956), correlacionan las zonas del piso con zonas establecidas por ellos en la sección terciaria entre El Carmen y Zambrano, Colombia; BECKER y DUSENBURY (1958) correlacionan los foraminíferos del terciario de La Goajira con las zonas de Robulus wallacei y Siphogenerina transversa sin diferenciar. Según BLOW (1956) el Acostiense corresponde, en orden ascendente, a parte de la Zona de Catapsydrax stainforthi, la Zona de Globigerinatella insueta s. Lat., la Zona de Globigerina fohsi barisanensis y parte de la Zona de G. fohsi fohsi. De acuerdo con las investigaciones más recientes (CATI et al., 1968), estas zonas corresponden al Mioceno temprano y medio. Véanse: ROBULUS WALLACEI, ZONA DE y AGUA SALADA, GRUPO. DE; SIPHOGENERINA TRANSVERSA, ZONA INVÁLIDO ACURIGUA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este término apareció publicado una sola vez, sin definición adecuada; en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956) como componente del Grupo Mitare, estado Falcón Véase: AGUA NEGRA, GRUPO. INVALIDO ACURIGÜITA, LUTITAS DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. La lutita de Acurigüita es la unidad inferior de la Formación Ricoa de PAYNE (1951), siendo la unidad más antigua que aflora en el área de Cumarebo. La Formación Ricoa consiste esencialmente de arcillas y lutitas, con tres cuerpos de arenas lenticulares, que de más antiguo a más joven son: Turaguapo, Solito y Las Lomas (PAYNE, op. cit.). De acuerdo al concepto de DIAZ DE GAMERO (1985 b) esta formación es parte de la Formación Agua Salada, siendo la lutita de Acurigüita la unidad más antigua del área, la cual bordea el extremo oriental de la serranía de San Luis. PAYNE (op. cit.) señala un espesor de unos 667 m para la unidad, que aumenta a 1300 m en el pozo Las Pailas 1, el único que la ha penetrado en su totalidad. La edad se considera Mioceno temprano por su posición estratigráfica sobre la Formación San Luis, ya que no existe ningún estudio paleontológico de la unidad. Se recomienda designar como invalida esta unidad y considerarla parte de la Formación Agua Salada, de la cual no puede ser distinguida. 36 Véanse: RICOA, FORMACION y AGUA SALADA, FORMACION. INFORMAL ACURIGÜITA, MIEMBRO DE LUTITAS DE (Formación Ricoa) CENOZOICO (Terciario: Oligo-Mioceno) Estado Falcón. PAYNE (1951) estableció este nombre para designar el intervalo basal de la Formación Ricoa en el estado Falcón. Aparte de destacar su carácter lutítico y su espesor de 600 m en el pozo Las Pailas No. 1, el autor no ofreció detalles adicionales. Véase: RICOA, FORMACION. INVÁLIDO AGUA AMARILLA, FORMACION, PAQUETE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui Estas capas fueron mencionadas brevemente por GONZÁLEZ DE JUANA (1946) como parte de la formación Punche (sinónima de la Formación Freites), presentes en pozos perforados en el subsuelo de Aragua de Barcelona, estado Anzoátegui. Apareció luego con rango formacional en un mapa geológico anónimo (1950), pero el término nunca recibió aceptación Véase: FREITES, FORMACION. VALIDO AGUA BLANCA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Aptiense?) Estado Portuguesa. Referencias: GARNER (1926) emplea originalmente el término Caliza de Agua Blanca, para referirse a las calizas que afloran al noroeste de Acarigua, Portuguesa. Debido a correlaciones erróneas con otras unidades calcáreas del occidente de Venezuela, el término se volvió confuso, e inclusive, se propuso eliminarlo (MAYNC, 1956). RENZ y SHORT (1960) redefinieron la unidad como Formación Agua Blanca. BUSHMAN (1967) estudio la formación, aportando información adicional. 37 Localidad tipo: Ladera septentrional del cerro Guacamaya, 2,5 km al norte del pueblo de Agua Blanca, distrito Araure, estado Portuguesa. (Hojas Nº 6344 y 6345, escala. 1:100000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora a lo largo del flanco sur de la serranía del Interior, entre Agua Blanca y San Rafael de Onoto, Portuguesa. Descripción litológica: Las rocas predominantes en la Formación Agua Blanca son calizas laminadas, de color gris oscuro que meteoriza a gris claro, arcillosas y arenosas, las cuales se presentan en capas de gran espesor. Junto con las calizas, se encuentran filitas retorcidas, de color gris oscuro, que meteorizan en tonos gris, rosado, pardo rojizo y gris amarillento, areniscas calcáreas y feldespáticas, gris claro, y asperones con granos de cuarzo oscuro y conglomerados, especialmente hacia la base de la sección la Formación Agua Blanca representa probablemente un ambiente de plataforma de aguas poco profundas, con ocasionales influencias de sedimentos más terrestres. Espesor: GARNER (op. cit.) estima un espesor de 610 m. RENZ y SHORT (op. cit.) midieron un espesor total de 750 m. BUSHMAN (op. cit.) sugiere añadir al menos 75 m de una sección basal, no tomada en cuenta por dichos autores. Relaciones de campo: La Formación Agua Blanca yace discordantemente sobre la Formación Araure. El contacto inferior señalado por RENZ y SHORT (op. cit.), fue objetado por BUSHMAN (op. cit.), en base a la existencia de capas calcáreas típicas de Agua Blanca, dentro de lo que sería la Formación Araure. En el tope, la unidad pasa concordantemente a la Formación Cojedes, situándose el contacto en la base de los primeros conglomerados de dicha formación. Fósiles: La Formación Agua Blanca contiene restos de pelecípodos, ostras, espinas de equinoides y corales, pero su recristalización y fragmentación han impedido su identificación. Edad: RENZ y SHORT (op. cit.) sugieren para la formación una probable edad Aptiense. Correlación: BUSHMAN (op. cit.) sugiere una posible correlación de la Formación Agua Blanca, con el Conglomerado de Charallave. VALIDO AGUA CLARA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: El nombre aparece por primera vez en GARNER (1926) para designar una secuencia de lutitas con ocasionales interestratificaciones de calizas y areniscas que aflora cerca de la población de Agua Clara. KOCH (1926) describe una nueva especie de 38 Miogypsina, presumiblemente recolectada en la unidad. LlDDLE (1928) la describe en detalle con el nombre de Lutita de Agua Clara o Formación Agua Clara. WHEELER (1960 Y 1963) aporta valiosa información acerca de la distribución, características, fósiles y edad de la unidad. DIAZ DE GAMERO (1977) precisa la edad de la base de la Formación Agua Clara en su área tipo. DIAZ DE GAMERO (1989) indica la edad de la parte superior de la formación y establece un nuevo esquema de correlación de las unidades del Mioceno temprano y medio de Falcón norcentral, demostrando que la unidad no existe al este del río Mitare. La unidad, denominada Formación Agua Clara al este del río Mitare (Alto de Coro), es la extensión oriental de la Formación Querales. ARNSTEIN (1989) estudia, en el subsuelo de la ensenada de La Vela, una lutita transgresiva que varia en edad desde el Mioceno temprano al medio en dirección ESE-WNW y la denomina Formación Agua Clara. DEL OLLO, et al. (1994) hace referencia a algunos datos sobre la geoquímica orgánica de la unidad. Localidad tipo: En las cercanías del poblado de Agua Clara, en el río Mitare, distrito Democracia, estado Falcón. (Hoja Nº 6249, escala 1:100000, de Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Según WHEELER (op. cit.), la Formación Agua Clara aflora extensamente en las proximidades de los bordes suroccidental, occidental y septentrional de la cuenca de Falcón. DÌAZ DE GAMERO (op. cit.) demuestra que, en Falcón norcentral, la unidad se encuentra tan solo al oeste del río Mitare. ARNSTEIN (1989) menciona la presencia de un cuerpo lutítico, que denomina Formación Agua Clara, en el subsuelo de la ensenada de La Vela, pero, de acuerdo al anterior trabajo, se trataría de otra unidad litoestratigráfica. Descripción litológica: En su localidad tipo. LIDDLE (1928) describe la formación como formada por lutitas ferruginosas, concrecionarias, arenosas y yesíferas de color gris negruzco, con intercalaciones delgadas de areniscas limosas y calcáreas, localmente glauconíticas y fosilíferas, de color verdoso a gris, modificado por manchones rojizos en superficies meteorizadas. WHEELER (1960) amplia esta descripción, mencionando que las lutitas son muy fosilíferas y pobremente estratificadas a masivas. Las areniscas son de color canela a gris verdoso, limosas, compactas y calcáreas. Las calizas son delgadas, arcillosas, fosilíferas, de color gris oscuro que meteoriza a marrón. DIAZ DE GAMERO (1989) menciona que, en el surco de Urumaco, las lutitas de la parte media de la formación son frecuentemente calcáreas. La parte superior de la unidad está compuesta de lutitas localmente carbonosas, con muchos restos de plantas, algunos carbones de hasta 0,5 m de espesor y algunas capas delgadas de areniscas de grano fino, laminadas, micáceas, con muchos restos vegetales. Según WHEELER (1960), en las partes noroccidental del distrito Democracia y nororiental del distrito Buchivacoa, la Formación Agua Clara se puede dividir en dos miembros. El inferior, Miembro Cauderalito, es de calizas, lutitas, limolitas y areniscas interestratificadas. El superior Miembro Santiago, es esencialmente lutítico, con pocas areniscas interestratificadas. DIAZ DE GAMERO (1989) menciona que, de acuerdo a la evidencia sedimentológica y micropaleontológica, la Formación Agua Clara es una unidad 39 marina que, en su parte superior, fue sedimentada en un ambiente de escasa profundidad pasando hacia arriba a un ambiente de prodelta. Espesor: De acuerdo a WHEELER (1960), en la localidad tipo afloran 1320 m de la Formación Agua Clara, en sección incompleta. Cerca de cerro Pelado, a corta distancia, la formación alcanza los 1600 m y más al suroeste la sección aumenta de espesor. En la parte occidental del distrito Democracia, en Cangrejo, hay más de 1750 m en una sección incompleta. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) indican un espesor de 1500 m cerca del río Mitare. DÍAZ DE GAMERO (1989) menciona una sección completa al sur del río Lagarto con 1362 m de espesor. Relaciones de campo: En el área tipo, el contacto inferior de la unidad es concordante con la Formación Pedregoso, pero cerca de los bordes sur y occidental, la Formación Agua Clara descansa sobre las formaciones Churuguara y Castillo, respectivamente. Este contacto se coloca generalmente en el tope de la arenisca o caliza más superior de la unidad subyacente, por encima de la cual las lutitas son predominantes. En el distrito Buchivacoa, en Falcón occidental, el contacto se coloca de manera que separe a las calizas, areniscas de grano fino y lutitas del Miembro Cauderalito de las lutitas y areniscas de grano grueso, más masivas, de la Formación Castillo (WHEELER, 1960). En Falcón septentrional, el contacto superior es concordante con la Formación Cerro Pelado, excepto en la parte septentrional del distrito Buchivacoa (Falcón occidental), donde el contacto es probablemente discordante (WHEELER, op. cit.). Fósiles: WHEELER (op. cit.) publica una extensa lista de moluscos y foraminíferos fósiles. DÍAZ DE GAMERO (op. cit.) menciona que las lutitas de la mitad superior de la Formación Agua Clara contienen una variedad de foraminíferos bénticos, que hacia arriba pasan a conjuntos dominados por ostrácodos y foraminíferos arenáceos. Edad: DÌAZ DE GAMERO (1977) establece que la base de la Formación Agua Clara, en su área tipo, es de edad Zona de Catapsydrax dissimilis. DÍAZ DE GAMERO (1989) menciona una edad Zona de Globigerinatella insueta, o ligeramente más antigua, para el tope de la unidad en esta región, indicando que en el subsuelo de Falcón occidental, la edad de toda la unidad va de la Zona de Catapsydrax dissimilis a la de Catapsydrax stainforthi, del Mioceno temprano. ARNSTEIN (1989) estudia, bajo el nombre de Formación Agua Clara, un cuerpo lutítico en el subsuelo de la ensenada de La Vela que progresa en edad en dirección ESE-WNW, desde la Zona de Catapsydrax dissimilis, en la base, a la Zona de Globorotalia fohsi s.1., en el tope. Correlación: De acuerdo a DIAZ DE GAMERO (1985b), la Formación Agua Clara se correlaciona con la Formación San Lorenzo de Falcón oriental. DIAZ DE GAMERO (1989) demuestra la correlación de la Formación Agua Clara con la parte superior de las formaciones San Luis y Patiecitos de Falcón norcentral. Geoquímica: DEL OLLO et al. (1994) mencionan que, en Falcón occidental, las rocas de la Formación Agua Clara, tanto en afloramientos como en el subsuelo, presentan una alta madurez (Tmax 455-495º C, R, 0,9-1,9%). Los mismos autores encuentran que los crudos y 40 menes de Falcón occidental presentan una distribución de marcadores biológicos similar a la de los menes ubicados en la subcuenca de Agua Salada, a pesar de la enorme diferencia en los ambientes deposicionales entre ambas áreas. Así, los análisis de CG y CG-EM indican que los crudos y menes en la cuenca, al igual que los bitúmenes de la Formación Agua Clara, fueron originados de materia orgánica derivada de una mezcla de material marino y terrestre sedimentada en un ambiente transicional con influencia de desarrollos deltaicos. Sinonimia: DIAZ DE GAMERO (1989) demuestra, en base a estudios paleontológicos muy detallados, que la unidad denominada Formación Agua Clara en el alto de Coro, sedimentada sobre la Formación Guarabal, es en realidad la extensión hacia el este de la Formación Querales definida en el surco de Urumaco. Véase: CAUDERALITO, MIEMBRO y SANTIAGO, MIEMBRO. INVALIDO AGUADA GRANDE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Lara. En un cuadro de correlación, RENZ (1961) mostró la Formación Aguada Grande como equivalente, en Lara, de la Formación Isnotú de Trujillo. Se desconoce otro empleo del término, considerado por lo tanto inválido por ausencia de definición Véase: ISNOTÚ, FORMACION. VALIDO AGUA LINDA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Referencias: LIDDLE (1946) da el nombre de "capas de Casupal" a los sedimentos expuestos al norte y al oeste de Rancho Casupal, cerca de la confluencia de los ríos Los Cumarebos y Guachípano, al sur de cerro Misión, donde estos sedimentos aparecen cubiertos por las calizas de la Formación Capadare. La descripción de este autor coincide con las rocas expuestas en el río Los Cumarebos (Formación Casupal), no así con la secuencia aflorante en el río Guachípano, definido por MENDEZ (1967) como Formación Agua Linda, quien publica la primera descripción formal de la Formación Agua Linda. CAMACHO et al. (1989) describen la unidad en la región de Sanare-Buena Vista. 41 Localidad tipo: MENDEZ (1967) propone como sección tipo la que aflora en la quebrada El Silencio, tributaria del río Cachípano, a 2 km al este de la confluencia de dicho río con el río Los Cumarebos, donde se origina el río Agua Linda, al sur de cerro Misión, distrito Silva, estado Falcón. Hoja Nº 6448, escala 1:100000, Cartografía Nacional. Descripción litológica: La Formación Agua Linda consiste de una intercalación de arcillas, lutitas y calizas, con menor proporción de conglomerados calcáreos, areniscas calcáreas y limolitas. Las lutitas y arcillas que constituyen la mayor parte de la formación son calcáreas, limosas o arenosas, de color gris verdoso a gris azulado, micáceas y/o yesíferas, incluyendo concreciones, restos de plantas y conchas pequeñas; frecuentemente tienen olor a petróleo. Calizas grises a pardo amarillentas, duras, en lentes o en capas de unos 20 a 40 cm de espesor y limolitas grises, duras, se encuentran frecuentemente entre las arcillas y lutitas. En la formación se observan intervalos más duros formados por calizas grises a pardo amarillentas en capas gruesas, duras, arenosas a guijarrosas, arcillosas, asociadas con areniscas calcáreas, conglomerados calcáreos y arcillas calcáreas. Las calizas se hacen más arenosas hacia el este y pasan a areniscas calcáreas. CAMACHO et al. (1989) describen la unidad como constituida principalmente por lutitas y lutitas limosas, micro y macrofosilíferas, calcáreas, con algunos niveles de calizas y areniscas La Formación Agua Linda representa ambientes marinos similares a los de la Formación Pozón, pero menos profundos y más cercanos a la costa. Espesor: MENDEZ (1967) indica un espesor de 1295 m. valor estimado ya que en la sección tipo no aflora la base ni el tope. Más al este, la formación parece aumentar de espesor. CAMACHO et al. (1989) miden un espesor parcial de 950 m en la región de Sanare-Buena Vista. Relaciones de campo: La Formación Agua Linda yace concordantemente sobre la Formación Casupal, aunque el contacto no es visible en la sección tipo, sino en las tributarias del lado sur de la quebrada Casupal, al este de dicha sección. En el tope, la formación esta cubierta discordantemente por la Formación Capadare (MENDEZ, 1967). Fósiles: Las calizas, lutitas y arcillas de la formación contienen micro y macrofauna. Entre los foraminíferos planctónicos MENDEZ (1967) menciona Globigerinoides triloba, Globoquadrina venezuelana. Globorotalia fohsi barisanensis (modernamente G. fohsi peripheroronda), G. fohsi fohsi, G. mayeri y Orbulina suturalis. Edad: La microfauna planctónica es indicativa de las zonas de Globorotalia fohsi peripheroronda y de Globorotalia fohsi fohsi, del Mioceno medio. Correlación: MENDEZ (1967) correlaciona la Formación Agua Linda con el Miembro Husito de la Formación Pozón de la cuenca de Agua Salada. INVÁLIDO AGUA NEGRA, FORMACION 42 CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) Estado Falcón. Este término fue introducido por SENN (1953) para designar un conjunto de sedimentos expuestos en la serranía del mismo nombre, que constituye el límite entre los estados Falcón y Lara. La unidad fue posteriormente elevada a la categoría de grupo. VALIDO AGUA NEGRA, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio a tardío) Estados Falcón, Lara y Zulia. El nombre Formación Agua Negra fue introducido por SENN (1935) para designar un conjunto complejo de sedimentos del Eoceno tardío-Oligoceno, expuestos en la serranía de Agua Negra, en el límite entre los estados Falcón y Lara. SENN (1935) subdivide la Formación Agua Negra en tres unidades: Conglomerado de Santa Rita, Lutitas de Jarillal y Capas de Churuguara, de contactos transicionales entre si, pero con marcadas discordancias hacia la base y tope de la formación. HEDBERG (1938) propone elevar la unidad al rango de grupo, con lo cual las subdivisiones pasarían a rango formacional. DE RIVERO (1956) aprueba el rango de grupo para Agua Negra y señala la conveniencia de excluir del mismo aquellas unidades de Falcón oriental, donde el grupo pierde individualidad. WHEELER (1960, 1963) excluyó del grupo a la Formación Churuguara, por considerarla genéticamente distinta de las dos unidades inferiores. GUEVARA (1967) incluye la Formación La Victoria en el Grupo Agua Negra y lo describió detalladamente. Este autor argumenta en su trabajo la inconveniencia de reunir las formaciones Santa Rita, Jarillal y La Victoria en un grupo, que resulta en este caso muy heterogéneo. PITTELLI y MOLINA (1989) describen las unidades integrantes del Grupo Agua Negra. SENN (1935) designa como localidad tipo para el grupo, la serranía de Agua Negra, en los flancos norte y sur del anticlinal de Buena Vista, a lo largo del camino real entre Piedra Grande y Baragua, aproximadamente 8 km al norte del poblado de Baragua. Hoja No. 6247, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. La Formación La Victoria no aflora en esta sección, sino en Zulia nororiental. GUEVARA (1967) reconoce al grupo en Falcón suroccidental, norte de Lara y este de Zulia. Ocupa parte de los distritos Federación y Democracia, del estado Falcón; Urdaneta y Torres, del estado Lara, y parte oriental de la cuenca del lago de Maracaibo, estado Zulia. PITTELLI y MOLINA (1989) restringen el Grupo Agua Negra a una franja discontinua de afloramientos, que abarca el borde noroccidental y suroccidental de la cuenca de Falcón, siguiendo la dirección de los poblados Baragua, Altagracia, Quebrada Arriba, El Venado, La Victoria, El Mene de Mauroa y Bariro. La extensión de este grupo en el subsuelo, es similar a la de los afloramientos. El Grupo Agua Negra se caracteriza por una secuencia inferior (Formación Santa Rita) de arcillitas arenosas, areniscas, conglomerados y escasas capas de calizas; una secuencia intermedia (Formación Jarillal) de lutitas con escasas calizas limosas; una secuencia superior (Formación La Victoria) de litología variada, areniscas, lutitas y algunas calizas 43 (SENN, 1935; GUEVARA, 1967). PITTELLI y MOLINA (op. cit.) describen la Formación Santa Rita, constituida por un conglomerado basal discontinuo, con abundantes fragmentos de rocas de composición calcárea; calizas ligeramente arenosas y bioclásticas, con abundantes fragmentos de algas, fragmentos de lepidociclínidos y otros foraminíferos grandes; la Formación Jarillal constituida fundamentalmente por lutitas de color gris oscuro a negro, ocasionalmente limosas y calcáreas, con intervalos delgados de areniscas de grano fino y calizas lodosas, que son más frecuentes hacia la base de la unidad y la Formación La Victoria caracterizada por la presencia de areniscas grises y blancas de grano fino a muy fino, calcáreas, glauconíticas; lutitas grises y verdes, localmente arenosas, piríticas y ligeramente calcáreas; hacia el tope, las lutitas tienden a ser negras y grises, con alto contenido de materia orgánica, intercalándose con niveles de calizas blancas arenosas y areniscas grises, calcáreas y glauconíticas. GUEVARA (1967) indica un ambiente litoral a nerítico interior, para la secuencia inferior; la secuencia intermedia, la considero como el alcance máximo de la transgresión, con ambientes marino abierto de aguas profundas, y la secuencia superior, la considero como un evento regresivo a condiciones marinas marginales. SENN (1935) indica un espesor de 400-450 m para el área tipo del Conglomerado de Santa Rita, y 375 m en la localidad tipo de las Lutitas de Jarillal. GONZALEZ DE JUANA (1951), indican espesor máximo de 2000 m para las Lutitas de Jarillal, y unos 100 m en la sección del río Capazón (noreste del macizo de Avispa). La parte superior del grupo (Formación La Victoria), según SUTTON (1946), presenta en la localidad tipo 610 m. PITTELLI y MOLINA (1989) midieron para todo el grupo, un espesor de 1366 m en su sección más completa, representada en el pozo Pica Pica-IX, situado a 10 km al sur del poblado El Consejo. Los espesores medidos en afloramientos son incompletos, y representan la parte inferior del Grupo Agua Negra (PITTELLI y MOLINA, 1989). El contacto inferior es discordante sobre las formaciones Paují o Misoa, pero es difícil de observar en el campo, por intenso plegamiento posterior (SENN, 1935). De acuerdo a PITTELLI y MOLINA (1989) en la región de Falcón occidental (El Mene de Mauroa) y de Zulia oriental (El Venado), el Grupo Agua Negra descansa discordantemente sobre la Formación Misoa. El contacto superior, en los límites entre los estados Falcón y Lara, se interpreta como de posible discordancia debajo de las formaciones El Paraíso y Churuguara, en base a datos paleontológicos (SENN, 1935). En la región donde esta presente la Formación La Victoria, el contacto superior es posiblemente discordante debajo de las formaciones La Rosa o Castillo (GUEVARA, 1967) o claramente discordante debajo del Grupo La Puerta (PITTELLI y MOLINA, 1989). La secuencia basal del grupo (Formación Santa Rita) contiene foraminíferos y moluscos. Los foraminíferos identificados por GORTER y VAN DER VLERK (1932) y por GRAVELL (1933), incluyen: Discocyclina flintensis, D. (Asterocyclina) georgina, Lepidocyclina trinitatis, Nummulites cf. parvulus, Operculina cf. cookei, Bulimina jackonensis. RUTSCH (1930, 1937) identifico el característico gasterópodo eoceno Rimella (Ectinochilus) gaudichaudi alauda. SEITZ y RUTSCH (1930) determinaron el pelecípodo Mya (Raetomya) schweinfurthi falconensis y MILLER (1947) identificó ejemplares del nautiloideo Aturia peruviana. Según PITTELLI y MOLINA (1989), los fósiles más característicos son los macroforaminíferos Lepidocyclina pustulosa, Helicolepidina sp., 44 Heterostegina sp., Asterocyclina sp., Nummulites (Paleonummulites) trinitatensis; abundantes algas rojas melobesioidales.; foraminíferos bénticos arenáceos y calcáreos y fauna asociada, tal como fragmentos de briozoarios, fragmentos de placas y espinas de equinodermos. La secuencia intermedia (Formación Jarillal) en su parte inferior, contiene una abundante fauna malacológica. WHEELER (1960) menciona numerosos foraminíferos en la parte superior, entre los cuales se destacan Bulimina jacksonensis, Globigerina paravenezuelana, etc. HUNTER (1974) menciono abundante fauna planctónica dominada por Truncorotaloides rohri. PITTELLI y MOLINA (1989) describen un contenido fosilífero muy rico, constituido mayormente por foraminíferos bénticos arenáceos y calcáreos, foraminíferos grandes y foraminíferos planctónicos, entre otros: Textularia spp., Gaudryina sp., Cyclammina sp., Gyroidina soldanii, Lenticulina spp., Uvigerina peregrina, Uvigerina spp., Nummulites, Truncorotaloides rohri, Globigerina eocena y Globigerina spp. La fauna es de fragmentos de moluscos y ostrácodos. La secuencia superior (Formación La Victoria), según DUSENBURY (1949), contiene el gasterópodo Hannatoma emendorferi que abunda en una sola capa de caliza PITTELLI y MOLINA (1989) describieron un contenido faunal pobre, representado por escasos foraminíferos bénticos arenáceos. MULLER et al. (1987) incluyen descripciones detalladas de los palinomorfos presentes en la secuencia intermedia y superior del grupo. Se considera de edad Eoceno medio tardío a Eoceno tardío, en base a la fauna. Las evidencias palinológicas (MULLER et al., 1987) en varias secciones de superficie y subsuelo, confirman dicha edad. GUEVARA (1967) considera la parte inferior del grupo (Formación Santa Rita) como un desarrollo basal local de una sucesión transgresiva mucho mayor. La parte superior (formaciones Jarillal y La Victoria) se correlaciona con la parte inferior de la Formación Carbonera, en el área noroccidental del lago de Maracaibo, y con la Formación La Sierra, en el área de Perijá (GUEVARA, op. cit.). Véanse: SANTA RITA, FORMACION; JARILLAL, FORMACION y LA VICTORIA, FORMACION INVÁLIDO AGUA SALADA, ARCILLAS DE, FORMACION, SERIE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. WIEDENMAYER (1924) introdujo el termino "arcillas de Aguasalada", divididas en una "serie superior" y una "serie inferior", para designar una secuencia de lutitas y arcillas margosas miocenas expuesta en Falcón oriental. RENZ y SUTER (1939) elevaron la unidad a rango de formación; posteriormente la Formación Agua Salada fue elevada al rango de grupo. Véase: AGUA SALADA, GRUPO. 45 INVALIDO AGUA SALADA, TONE, ZONAS CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos términos fueron empleados por SENN (1935) para designar las arcillas de Agua Salada, las cuales subdividió en zonas sobre la base de foraminíferos. Los términos son inválidos debido a su sustitución posterior por el mejor definido de Grupo Agua Salada. Véase: AGUA SALADA, GRUPO. VALIDO AGUA SALADA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno tardío) Estado Falcón. Referencias: WIEDENMAYER (1924) fue el primero en utilizar el término Formación Agua Salada que posteriormente fue usado por DIAZ DE GAMERO (1985a y b) para designar la gruesa secuencia de lutitas sin diferenciar que ocupa la extensión nororiental del Grupo Agua Salada en Falcón considerándolo como equivalente de esta unidad, redefinida por la misma autora (DIAZ DE GAMERO, 1985b) para incluir en su base a la Formación Guacharaca. GIFFUNI et al. (1992) reconocen la Formación Agua Salada en la región de Tocópero, al este de Cumarebo, sustituyendo con este nombre al de Formación Socorro, usado ampliamente en la literatura anterior para esta unidad litoestratigráfica, y al de Formación Ricoa de PAYNE (1951), considerada invalida en el LEV (1970). La Formación Agua Salada incluye las arenas de San Francisco, definidas originalmente (GONZALEZ DE JUANA, 1937) como miembro de la Formación Socorro en esta región. DEL OLLO et al. (1994) presentan información de la geoquímica orgánica de la Formación Agua Salada. DIAZ DE GAMERO (1996) incluye, además de las arenas de San Francisco, las arenas de Las Lomas y las de Solito dentro de la Formación Agua Salada al sur de la región de Cumarebo. Extensión geográfica: La formación ocupa la mayor parte de Falcón oriental, al norte del alto de Esperanza-Guacharaca. En la región costera, desde San Juan de los Cayos hasta Boca Ricoa; al oeste ocupa las depresiones de los ríos Ricoa y Hueque; al sur llega hasta Jacura y El Mene de Acosta. El Miembro El Salto se encuentra entre Píritu Y Puente Ricoa, al oeste, aflorando después en la fila La Tocineta y los cerros Togogo, La Ceiba, Cachicamo y Ortiz, al este. La Formación Agua Salada fue reconocida por GIFFUNI, et al. (1992) al oeste del río Ricoa y se considera que esta unidad se extiende hasta el piedemonte oriental de la serranía de San Luis, al oeste. 46 Descripción litológica: DIAZ DE GAMERO (1985b), en Falcón nororiental, subdivide informalmente la formación en dos litofacies: de lutitas y de areniscas y limolitas. La litofacies de lutitas constituye la litología predominante y volumétricamente más importante. Esta compuesta de arcillas más o menos físiles y más o menos calcáreas, de colores gris verdoso y marrón oscuro, que meteorizan a marrón claro las calcáreas y marrón rojizo a rojo, las no calcáreas. Las lutitas en contacto, intercaladas o cercanas a las areniscas son no calcáreas, con concreciones ferruginosas, mientras que las lutitas cercanas a las calizas de la Formación Capadare son siempre calcáreas, pero hay niveles adicionales de lutitas calcáreas, generalmente con concreciones calcáreas. La litofacies de areniscas y limolitas corresponde al Miembro El Salto. Puede subdividirse en cuatro unidades informales, denominadas I, II, III y IV, de acuerdo a las características litológicas detalladas. La unidad I es considerada un olistostromo, en el que varios bloques de areniscas, limolitas y carbón se encuentran embebidos en una matriz lutítica. La unidad II consiste de lutitas con intercalaciones de areniscas de grano fino, que muestran características de turbiditas. La unidad III esta compuesta de finas intercalaciones de limolitas, generalmente con abundancia de restos vegetales, y areniscas, en capas que aumentan de espesor y granulometría hacia arriba. La unidad IV consiste de pocas areniscas turbidíticas, algunas de gran espesor, en una sección predominantemente arcillosa. Al oeste del río Ricoa, GIFFUNI et al. (1992) describen la formación como compuesta casi exclusivamente de lutitas, con escasas areniscas discontinuas. Hacia la base de la sección estudiada por estos autores hay un cuerpo masivo de arenas limosas, clasificadas como grauwacas líticas, conocido en la literatura como arenas de San Francisco y anteriormente incluido dentro de la Formación Socorro. DIAZ DE GAMERO (1985a y b) documenta ampliamente la evolución paleoambiental de esta gruesa sección, en base a datos micropaleontológicos y sedimentológicos. La Formación Agua Salada es un depósito hemipelágico, con tasa de sedimentación relativamente alta, dentro del cual se pueden reconocer los siguientes eventos: 1) Una subsidencia al final del Oligoceno, junto con un marcado cambio en las características de la masa de agua, que resulta en un intervalo con faunas exclusivamente de foraminíferos aglutinados y un probable hiato en el inicio del Mioceno. 2) Un delta de progradación muy rápida, que alcanzó el área a finales del Mioceno temprano. Luego de una nueva subsidencia, el complejo deltáico quedo cubierto por una sección lutítica depositada en condiciones marinas de agua profunda. 3) La construcción de una serie de plataformas carbonáticas aisladas (Formación Capadare) durante el Mioceno medio, posiblemente sobre altos topográficos establecidos en el evento tectónico anterior. 4) Al final del Mioceno, el área fue fuertemente levantada, con un declive este-oeste y sometida a erosión. De acuerdo a GIFFUNI et al. (1992), la Formación Agua Salada, al oeste del río Ricoa, se sedimentó principalmente a profundidades batiales media a superior, consistiendo de depósitos de cuña progradante de bajo nivel (LSW), con una transgresión hacia el tope (TR) y una importante superficie de máxima inundación identificada a la base del Mioceno tardío (MFS=9,2 ma). Las arenas de San Francisco representan depósitos turbidíticos correspondientes a un sistema de cuña progradante de bajo nivel (LSW), presumiblemente con el límite de secuencia SB=10,5 ma a la base de las mismas. DIAZ DE GAMERO et al. (1993) indican que la Formación Agua Salada, en la región de Píritu, consiste de lutitas de 47 agua profunda que pertenecen a un sistema de bajo nivel (LSW), con algunas areniscas turbidíticas en el Mioceno temprano. Se identificaron igualmente sedimentos de sistemas transgresivos (TS) y de alto nivel (HST), con crecimientos carbonáticos dispersos en el Mioceno medio tardío. DIAZ DE GAMERO (1996) indica que la Formación Agua Salada contiene varios cuerpos de arenas de agua profunda, que representan sedimentos acarreados por el río proto-Orinoco, que desembocaba en Falcón occidental, dispersados a profundidades batiales hacia el este. Estos son, al menos, las arenas de Solito, correlacionables con la Formación Cerro Pelado y las de Las Lomas y de San Francisco, correlacionables con la Formación Socorro. Las arenas inferiores (Solito) son las de mayor espesor y de más amplia distribución y se correlacionan con el Miembro El Salto de RENZ (1948). Espesor: DIAZ DE GAMERO (1985b) estima entre 4000 y 5000 m de espesor para la Formación Agua Salada en Falcón nororiental, incluyendo 800 a 900 m del Miembro El Salto. GIFFUNI et al. (1992) mencionan un espesor incompleto de 1224 m para la formación al este de Cumarebo. El espesor de las arenas de San Francisco es de 344 m. (GIFFUNI, 1980). Relaciones de campo: El contacto inferior, con rocas del Eoceno medio a tardío, se considera discordante con base a consideraciones paleontológicas, ya que la litología uniformemente lutítica enmascara cualquier evidencia física de discordancia. El contacto superior es claramente discordante con la Formación Punta Gavilán. Localmente, los cuerpos carbonáticos de la Formación Capadare se encuentran en contacto concordante con la parte media superior de la Formación Agua Salada (DIAZ DE GAMERO, 1985b). Es aparentemente concordante con el Miembro Caliza de Cumarebo de la Formación Caujarao y con la Formación Turupía (DIAZ DE GAMERO, 1997). Fósiles: La Formación Agua Salada es muy microfosilífera. DIAZ DE GAMERO (1985a) hace un estudio sistemático de los foraminíferos, tanto planctónicos como bénticos y de su distribución estratigráfica. Reconoce 11 zonas de foraminíferos planctónicos y establece 5 biofacies de foraminíferos bénticos. GIFFUNI et al. (1992) mencionan la presencia de una abundante microfauna de foraminíferos y de nannoplancton calcáreo en la Formación Agua Salada al este de Cumarebo, que permitieron definir la edad con mucha precisión. Edad: DIAZ DE GAMERO (1985a) reconoce, encima de un intervalo - semiestéril, las siguientes zonas de foraminíferos planctónicos, de más antiguo a más joven: Globorotalia opima opima, Globigerina ciperoensis, Catapsydrax stainforthi, Globigerinatella insueta, Praeorbulina glomerosa, Globorotalia fohsi peripheroronda, G. fohsi fohsi, G. fohsi lobata-robusta, Globorotalia mayeri y Globorotalia menardii, al este del río Hueque, alcanzando la Zona de Globorotalia acostaensis, al oeste del mismo. El intervalo total cubre, por tanto, el lapso Oligoceno temprano?-medio a la parte temprana del Mioceno tardío. En el paso del Oligoceno al Mioceno hay un corto intervalo con conjuntos exclusivamente de foraminíferos arenáceos complejos y faltan las dos primeras zonas, al menos, del Mioceno. La edad del Miembro El Salto esta entre las zonas de Praeorbulina glomerosa y Globorotalia fohsi peripheroronda, es decir, entre el Mioceno temprano y medio. Según GIFFUNI et al. (1992), la edad de la Formación Agua Salada en la región de 48 Tocópero, al oeste del río Ricoa, abarca la parte tardía del Mioceno temprano, el Mioceno medio y la parte media del Mioceno tardío en una sección incompleta donde no se estudio la parte inferior de la unidad. Incluye las siguientes zonas de foraminíferos planctónicos: Praeorbulina glomerosa, Globorotalia fohsi peripheroronda, Globorotalia fohsi fohsi, Globorotalia fohsi lobata, Globorotalia fohsi robusta, Globigerinoides ruber, Globorotalia mayeri, Globorotalia menardii, Globorotalia acostaensis y parte inferior de Globorotalia humerosa (de zona N8 a zona N17 de BLOW, 1969). En términos de nannoplancton calcáreo, la edad abarca desde la zona NN4 del Mioceno temprano hasta la zona NN10NN11 del Mioceno tardío (MARTINI, 1971). Correlación: La Formación Agua Salada se correlaciona con las formaciones integrantes del Grupo Agua Salada (de acuerdo al concepto de DIAZ DE GAMERO, 1985b), al sur del alto de Esperanza-Guacharaca, a excepción de la parte más superior, que esta erosionada en el norte; se correlaciona con las formaciones El Paraíso (en parte), Pecaya, Pedregoso, San Luis y Patiecitos y Guarabal, Agua Clara, Cerro Pelado, Querales, Socorro y parte de Caujarao de Falcón central y septentrional; se correlaciona, en parte, con las formaciones Casupal y Agua Linda de Falcón suroriental y, parcialmente, con las formaciones Churuguara y Agua Clara del borde sur de la cuenca. Geoquímica: DEL OLLO et al. (1994) mencionan que, en el área de Agüide, los menes presentan correlación con los bitúmenes de rocas de afloramientos de la misma zona y con extractos orgánicos de rocas de la zona de Pozón. Sinonimia: La Formación Agua Salada es sinónimo de las formaciones Cerro Pelado y Socorro en la región de Cumarebo según el concepto de GONZALEZ DE JUANA (1937) y autores posteriores y de las formaciones Ricoa y Mosquito de PAYNE (1951). Véase: AGUA SALADA, GRUPO VALIDO AGUA SALADA, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. WIEDENMAYER (1924), describe una secuencia de arcillas margosas de unos 1000 m de espesor, subdividida en una "serie inferior de Agua Salada" ("Untere Agua Saladaserie"), del Oligoceno y una "serie superior de Agua Salada" ("Obere Agua Saladaserie"), del Mioceno, separadas localmente por una discordancia. LIDDLE (1928) utiliza el termino "Capas de Antón-Coro" como sinónimo de las arcillas de Agua Salada. SENN (1935) subdivide las arcillas de Agua Salada en seis zonas de foraminíferos, que en orden ascendente son: A4, A3-4, A2, A1-a y A1-c. RENZ Y SUTER (1939) dieron rango formacional a la unidad y establecieron secciones tipo en Pozón y El Mene de Acosta. CUSRMAN y RENZ (1941) estudiaron la micro fauna y describieron un gran número de especies nuevas de foraminíferos, repartidos en siete zonas bioestratigráficas. RENZ (1942) describió 49 brevemente la unidad, como compuesta de 1500 m de arcillas calcáreas negras a grises, con capas ocasionales de margas, arenas glauconíferas y limos y con calizas arrecifales en su parte superior. LIDDLE (1946) elevó la unidad a la categoría de grupo "para incluir las facies orientales de Agua Clara, Cerro Pelado, Socorro, Caujarao y La Vela". SUTER (1947) publico la subdivisión del Grupo Agua Salada en la Formación San Lorenzo, con los miembros El Salto y Menecito, y la Formación Pozón, dividida en los miembros Policarpio, Ruso y Rusito, sin descripción de estas unidades. RENZ (1948) describió detalladamente la lito y bioestratigrafía del grupo, estableció siete zonas y tres zónulas de foraminíferos, los pisos Acostiense, Araguatiense y Luciense, junto con el estudio sistemático de los foraminíferos. BLOW (1959) estudio los foraminíferos planctónicos de la unidad, correlacionando con las zonas previamente establecidas en Trinidad y estableciendo nuevas zonas en la parte superior de la sección. Objeto el nombre de San Lorenzo y propuso su reemplazo por el de Formación Tocuyo, pero esta idea fue rechazada por RENZ (1959) y no tuvo acogida en la literatura posterior. WHEELER (1960, 1963) propuso elevar los miembros El Salto y Menecito a rango formacional y suprimir, por tanto, el término San Lorenzo (Tocuyo), proposición que tampoco tuvo acogida. DIAZ DE GAMERO (1985a, 1985b) estudio en detalle el Grupo Agua Salada y propuso la inclusión de la Formación Guacharaca en el grupo, como su unidad inferior, por ser de litología similar, así definido, el grupo constituye un solo ciclo sedimentario entre dos discordancias. Para la extensión septentrional del grupo introduce el término Formación Agua Salada, ya que la litología uniformemente lutítica no permite su subdivisión. DURAN (1989) estudia el nannoplancton calcáreo de muestras recogidas a lo largo de varias secciones en Falcón oriental, sin referencia a formaciones especificas dentro del grupo. GIFFUNI et al. (1992) estudian la unidad al sur de Cumarebo. DEL OLLO et al. (1994) estudian la geoquímica orgánica del área de afloramientos de la unidad. RENZ (1948) designo la sección tipo en la quebrada Agua Salada, cerca de Pozón, distrito Acosta, estado Falcón. Con la redefinición de la unidad por DIAZ DE GAMERO (1985b), incluye el flanco sur del alto de Guacharaca para la parte inferior. (Hojas Nº 6449 Y 6448, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) El Grupo Agua Salada tiene una extensión geográfica considerable en Falcón oriental, desde Boca Ricoa a Chichiriviche a lo largo de la costa y desde la depresión del río Ricoa y el piedemonte oriental de la serranía de San Luis, al oeste, hasta Agua Linda y la serranía del Cerro Misión al sur (RENZ, 1948; DIAZ DE GAMERO, 1985b; GIFFUNI et al., 1992). La litología más característica es la de arcillas y arcillas calcáreas, o margas, pero incluye también cantidades menores de arcillas limosas, limos y areniscas. Representa una unidad sedimentada en aguas marinas relativamente profundas, con locales influjos de clásticos (RENZ, 1948; BLOW, 1959). DIAZ DE GAMERO (1985a y b) documenta la evolución paleoambiental de la región nororiental, con base a consideraciones sedimentológicas y la distribución de los litotipos y de los foraminíferos bénticos. RENZ (1948) menciona un espesor de unos 250 m para la Formación Guacharaca, más unos 1500 m para el resto del grupo, para un total de unos 1750 m en su localidad tipo. Este espesor aumenta considerablemente hacia el noreste, donde DIAZ DE GAMERO (1985b) estima entre 4000 y 5000 m de espesor. La base del grupo se considera como discordante sobre la Formación Cerro Misión, en base a evidencia micropaleontológica, ya que las evidencias de campo no parecen ser claras en 50 este respecto (DIAZ DE GAMERO, 1985b). El contacto superior al noreste es discordante con la Formación Punta Gavilán, (DIAZ DE GAMERO, 1985b); al noroeste, concordante con la Caliza de Cumarebo (GIFFUNI, et al., 1992) o con la Formación Turupía (DIAZ DE GAMERO et al., 1997); al sur, es concordante y transicional con la Formación Ojo de Agua en la localidad tipo (RENZ, 1948). Localmente, esta por debajo de cuerpos calcáreos de la Formación Capadare, en contacto que DIAZ DE GAMERO (1985b) establece como concordante. En su área tipo, se correlaciona con las formaciones El Paraíso (en parte), Pecaya, Pedregoso, Agua Clara, Cerro Pelado, Querales, Socorro y Caujarao (en parte) de Falcón central y septentrional (DIAZ DE GAMERO, 1985b; DIAZ DE GAMERO et al., 1997). Hacia el sur pasa a las formaciones Casupal y Agua Linda y, hacia el suroeste correlaciona en parte con las formaciones Churuguara y Agua Clara. En su parte media superior corresponde, localmente, a la Formación Capadare. El Grupo Agua Salada es muy microfosilífero y ha sido objeto de varios trabajos detallados de micropaleontología. Las publicaciones de RENZ (1948), BLOW (1959) y DIAZ DE GAMERO (1985a) incluyen el estudio sistemático de los foraminíferos y su distribución en zonas bioestratigráficas. DURÁN (1989) estudia el nannoplancton calcáreo y reconoce los marcadores de las zonas del Oligoceno tardío al Mioceno medio, estableciendo la calibración con las zonas basadas en foraminíferos planctónicos. La edad de la parte inferior de la Formación Guacharaca no se ha precisado, aunque esta dentro del Oligoceno. La edad del tope del grupo en su localidad tipo llega hasta un nivel no determinado dentro de la Zona de Globorotalia humerosa, la superior del Mioceno tardío (BLOW, 1959). La edad del tope de la Formación Agua Salada (región nororiental) corresponde a la Zona de Globorotalia acostaensis, la inferior del Mioceno tardío (DIAZ DE GAMERO, 1985b), mientras que en la región noroccidental (GIFFUNI et al., 1992), corresponde a la Zona de Globorotalia humerosa. DEL OLLO et al. (1994) mencionan que los bitúmenes del Grupo Agua Salada se correlacionan con menes del área de Pozón, utilizando marcadores biológicos. Los mismos autores encuentran que los menes ubicados en la subcuenca de Agua Salada presentan una distribución de marcadores biológicos similar a la de crudos y menes de Falcón occidental, a pesar de la enorme diferencia en los ambientes deposicionales entre ambas áreas. Así, los análisis de CG y CG-EM indican que los crudos y menes en la cuenca, al igual que los bitúmenes del Grupo Agua Salada, fueron originados de materia orgánica derivada de una mezcla de material marino y terrestre sedimentada en un ambiente transicional con influencia de desarrollos deltaicos. Véanse: GUACHARACA, FORMACION; SAN LORENZO, FORMACION; POZON, FORMACION Y AGUA SALADA, FORMACION. INVÁLIDO AGUA VIVA, ESQUISTOS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Yaracuy. 51 BUSHMAN (1959) introdujo este término para referirse a una secuencia de esquistos verdes, con texturas variables desde foliadas hasta granular maciza, a veces con porfidoblastos de albita, intercaladas con esquistos calcáreos y calizas de su Formación Los Cristales. El nombre es inválido por homonimia con el Miembro Agua Viva de la Formación Cazadero (hoy Barquisimeto) de VON DER OSTEN Y ZOZAYA (1957). Según BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968), estos esquistos verdes se presentan en las formaciones Mamey, Aroa y Nirgua, lo cual confirma la invalidez del término. VALIDO AGUA VIVA, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) definen su Formación Cazadero y la dividen en siete miembros, entre los cuales el Miembro Agua Viva es el tercero en orden estratigráfico ascendente. La unidad tiene 140 m de espesor y consiste de ftanitas de color gris a negro con numerosas capas de caliza limolítica, concreciones ferruginosas y nódulos de calizas que suelen contener amonites; meteoriza típicamente a un color blanco con tintes de rosa lavanda. Véase: BARQUISIMETO, FORMACION. INVÁLIDO AGUADA, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense) Estado Lara. Esta versión errónea del Miembro La Aguada de la Formación La Luna fue utilizada por BUSHMAN (1960) Y RENZ (1968). Véase: LA AGUADA, MIEMBRO. VÁLIDO AGUARDIENTE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Colombia. Referencias: NOTESTEIN et al. (1944) introducen este nombre al subdividir la Formación Uribante, en la concesión Barco, departamento de Santander, Colombia, en tres miembros: Tibú, Mercedes y Aguardiente, en orden ascendente. SUTTON (1946) lo empleó con rango 52 de formación como componente del Grupo Cogollo. ROD y MAYNC (1954) consideraron el intervalo como equivalente a la Formación Lisure en Perijá. O. RENZ (1959) propuso el nombre de Formación Peñas Altas para designar el intervalo suprayacente a las lutitas de Guáimaros, e infrayacente a las calizas de la Formación La Puya (hoy Maraca), en Los Andes venezolanos. Refiriéndose a la Formación Peñas Altas, RENZ (1959) afirmó textualmente: "ROD y MAYNC (1954) usan el nombre de Formación Aguardiente para designar casi el mismo intervalo". Este autor correlaciono a la Formación Peñas Altas con el Miembro Aguardiente y parte del Miembro Mercedes, tal como fueron usados por NOTESTEIN et al. (1944). FORD Y HOUBOLT (1963) siguen la nomenclatura de RENZ. SALVADOR (1961) empleo el nombre de Formación Aguardiente para designar el intervalo llamado Peñas Altas por RENZ (1959), por considerar innecesaria la introducción de un nombre nuevo. TRUMP y SALVADOR (1964), y en el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963) lo emplean en el mismo sentido. Localidad tipo: Cuesta de buzamiento de la conspicua fila de Aguardiente, al sur de la concesión Barco, departamento Norte de Santander, Colombia. Extensión geográfica: Zulia suroccidental y partes adyacentes de Colombia, y cordillera de Los Andes entre Táchira y Lara. Descripción litológica: NOTESTEIN et al. (1944) mencionan areniscas calcáreas duras, de color gris a verde claro, grano variable y estratificación cruzada, localmente glauconíticas, con intercalaciones de lutitas micáceas y carbonáceas y algunos lechos de caliza en la parte inferior; localmente las areniscas son tan calcáreas que se aproximan a calizas arenosas. En Táchira, TRUMP y SALVADOR (1941) describieron areniscas de colores claros, duras, en capas de espesor variable, intercaladas con limolitas y lutitas carbonáceas, y señalaron que al norte y oeste de Táchira la unidad se hace más calcárea y las capas de caliza constituyen un elemento litológico característico. Según SALVADOR (1961-b), en Táchira, Mérida y Trujillo, esta formación "presenta una litología muy uniforme, compuesta predominantemente por areniscas cuarzosas, a veces glauconíticas, con capas de caliza distribuidas en varios niveles". RENZ (1959) acertadamente insiste sobre el carácter cuarzoso y los colores claros de meteorización de las areniscas, las intercalaciones de lutitas oscuras, y la presencia de caliza fosilífera de varios tipos. Espesor: En la concesión Barco (Colombia) se señalan espesores de 150-160 m; TRUMP y SALVADOR (1964) mencionaron 500 m cerca de San Cristóbal, y menos de 300 m en el norte de Táchira; SALVADOR (1961-b) muestra 504 m en el área CHEJENDÉ-MITÓN, y RENZ (1959) aproximadamente 400 m en la sección del cerro Peñas Altas, en Lara. Relaciones de campo: El contacto inferior es generalmente concordante y diacrónico sobre la Formación Apón; sin embargo, cerca de los núcleos andinos, descansa sobre un delgado conglomerado basal (Formación Río Negro), a su vez transgresivo sobre las formaciones La Quinta, Mucuchachí y el Grupo Iglesias. El contacto superior con la Formación Maraca es concordante y transicional. 53 Fósiles: El índice más importante es Orbitolina concava var. Texana; se mencionan además Exogyra sp. y el amonite Engonoceras sp. Edad: Cretácico, Albiense-Cenomaniense. Correlación: En Táchira, Mérida y Trujillo, tanto RENZ (1959) como SALVADOR (1961b) correlacionaron la unidad con los miembros originales Aguardiente y Mercedes de NOTESTEIN et al. (1944). TRUMP y SALVADOR (1964) no los separaron en Táchira, incluyendo la sección en la Formación Aguardiente. Hacia la depresión de Machiques, se correlaciona con la parte superior de la Formación Apón (Miembro Piché) y con la Formación Lisure. Sinonimia: De la Formación Aguardiente son: Arenisca de Carora (SIEVERS, 1896), arenisca de Playa Grande (KEHRER, 1937-a, b) y Grupo Sabaneta (OPPENHEIM, 1937-a, b). INVÁLIDO AGÜIDE, CALIZA DE, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón LIDDLE (1928, 1946) mencionó la caliza de Agüide como equivalente de la Caliza de Capadare; la correlación es errónea y el término inválido por ausencia de definición. SENN (1940) empleo el nombre de Capas de Agüide como equivalentes de su faunizona A3 de Agua Salada en la región de Agüide, distrito Acosta del estado Falcón; el término es homónimo de las "capas de Agüide", empleado por SUTER (1937) en sentido distinto. Véase: AGUA SALADA, GRUPO. INVÁLIDO AGÜIDE, CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Falcón Este nombre fue empleado por SUTER (1937-a) para designar capas discordantes sobre las arcillas de Agua Salada en la costa de Agüide, distrito Acosta del estado Falcón. SUTER sugirió su equivalencia con las capas de Casa Ventura del Pleistoceno. El nombre es inválido por homonimia con otras unidades. Véase: CASA VENTURA, CAPAS DE. 54 INVÁLIDO ALGARROBO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Anzoátegui. Este nombre fue empleado originalmente para designar la parte superior del "Grupo Sacacual" (Formación Las Piedras) en Anzoátegui occidental (HEDBERG et al., 1947; DE SISTO, 1961-c). SALVADOR (1961-a) recomendó su rechazo por no llenar los requisitos mínimos de una unidad litoestratigráfica formal. Véase: LAS PIEDRAS, FORMACION. INVÁLIDO ALGODONES, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por MENCHER et al., (1951) y WEINGEIST (1956), para designar la unidad posteriormente incluida en la Formación Codore como Miembro Algodones. Véase: ALGODONES, MIEMBRO. VÁLIDO ALGODONES, MIEMBRO (Formación Codore) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Falcón. LlDDLE (1946) mostró a "Los Algodones" como una unidad concordante sobre la Formación Capadare e infrayacente a la Formación La Vela. MENCHER et al. (1951) mostraron la Formación Algodones como concordante sobre la Formación Chiguaje y discordante bajo la Formación San Gregorio. WEINGEIST (1956), publico la primera descripción de la unidad con el nombre de Formación Algodones, aunque en la descripción de la Formación Codore indica que se emplea también como miembro de esta. REY (1990) presenta un estudio detallado del Miembro Algodones de la Formación Codore. La localidad tipo se encuentra 4,5 km al este de río Seco, cerca de la antigua casa de Algodones. (Hoja Nº 6140, escala 1:100.000, Cartografía Nacional).Se extiende a lo largo de las regiones noroccidental y norcentral de Falcón, desde el río Zazárida al oeste, hasta las cercanías de Coro, al este. 55 WEINGEIST (1956) la describe como consistente de capas lenticulares interestratificadas, de limos, arenas y arcillas amarillas, marrones, rojas, grises y blancas; también se encuentran presentes, formando lentes de poca extensión, algunas areniscas ferruginosas, marrón oscuro, bien consolidadas y conglomeráticas. Según REY (1990), la sedimentación del Miembro Algodones fue en una llanura aluvial con canales meandriformes de baja sinuosidad, en la región occidental, ríos entrelazados distales en la región central y ríos meandriformes en la región oriental que, en la parte superior de la unidad, pasan a ríos entrelazados distales, como en la región central. Se considera que el clima fue subhúmedo durante toda la sedimentación de la Formación Codore. REY (1990) describe el Miembro Algodones como muy similar al Miembro El Jebe, de la misma formación, pero más arenoso. En las secciones occidentales, en el río Urumaco y la quebrada El Paují, dominan las areniscas de color ocre a rojizas, de grano fino a medio, masivas o con estratificación cruzada planar y festoneada, laminaciones y raras madrigueras; las limolitas son abigarradas, masivas, con niveles areno-arcillosos, con Ophiomorpha en la base del miembro. En el río Mitare, además de la litología anterior, aparecen conglomerados de guijarros polimícticos y la secuencia es prácticamente igual a la del Miembro El Jebe en esta localidad. La sección oriental, en la quebrada Boraure, presenta areniscas y limolitas similares a las secciones occidentales, con la adición de arcillitas masivas en la mitad inferior de la unidad y conglomerados de guijarros muy abundantes hacia el tope de la sección, masivos o con estratificación cruzada. Según REY (1990), la sedimentación del Miembro Algodones fue en una llanura aluvial con canales meandriformes de baja sinuosidad en la región occidental, ríos entrelazados distales en la región central y ríos meandriformes en la región oriental que, en la parte superior de la unidad, pasan a nos entrelazados distales. El Miembro Algodones de la Formación Codore es estéril. REY (1990) indica la presencia de Ophiomorpha en la base del miembro en la quebrada El Paují. Se le asigna una edad Plioceno tardío, por su posición estratigráfica. WEINGEIST (1956) cita un espesor de 244 m en su localidad tipo. REY (1990) midió un espesor máximo en las secciones occidentales de 298 m, mientras que en la sección oriental es de 303 m. Según WEINGEIST (op. cit.), el contacto inferior es concordante con el Miembro Chiguaje de la Formación Codore, mientras que el superior de discordancia angular debajo de la Formación San Gregorio. REY (op. cit.) describe el contacto inferior como concordante sobre el Miembro Chiguaje de la misma formación, colocándose en el tope de la última capa fosilífera de Chiguaje. El contacto superior del Miembro Algodones de la Formación Codore en el área occidental es concordante con la Formación San Gregorio y se coloca en la base del primer conglomerado de peñas típico de esta formación. En el área del río Mitare, no fue posible precisar este contacto, ya que tanto el Miembro Algodones, como la parte inferior de la Formación San Gregorio son de litología similar. En la quebrada Boraure este contacto es concordante con la Formación San Gregorio y se coloca en la base del primer conglomerado de peñas típico de San Gregorio. INVÁLIDO 56 ALPHA, ARENA (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui Las arenas de la parte superior extrema de la Formación Oficina fueron designadas originalmente mediante las letras griegas Alpha, Beta, Gamma, Delta y Theta, en orden ascendente. Posteriormente se obtuvo producción petrolífera en ellas y se les asignó el nuevo nombre de "Arenas Oficina-1 a 13". HEDBERG et al., (1947) señalaron esta modificación y, en consecuencia, las designaciones originales son inválidas. Véase: OFICINA, FORMACION. INFORMAL ALPHA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. BORGER (1952) publico originalmente el termino Miembro Alpha, para designar el miembro superior de los ocho en que se ha dividido la Formación Quiriquire. La sección tipo esta en el pozo Q-228, en la parte centro oriental del campo petrolífero de Quiriquire, distrito Piar, estado Monagas. Parte de la unidad aflora al norte del campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACION. VÁLIDO ALTAMIRA, BASALTO DE MESOZOICO (Jurásico medio-tardío) Estado Guárico. Referencias: La primera mención de este horizonte basáltico del subsuelo de la faja petrolífera del Orinoco, es de FEO CODECIDO et al. (1984). En 1985, MOTICSKA realiza una descripción petrográfica formal y detallada de los núcleos del único pozo que penetro y atravesó este cuerpo lávico, además de una evaluación petrogenética y geodinámica general, de la información geofísica y geoquímica disponible, le asigna el nombre de Basalto de Altamira. Localidad tipo: Pozo NZZ-88X perforado por MARAVEN S. A. (entre los 1989 y 2102 m de profundidad), 7,5 km al suroeste de Santa María de Ipire, distrito Zaraza, estado Guárico. Extensión geográfica: Subsuelo del área de Santa Maria de Ipire, distrito Zaraza, estado Guarico. 57 Descripción litológica: Se trata de un basalto toleítico con tendencia alcalina, homogéneo, de grano muy fino, macroscópicamente equigranular, masivo, escasamente vacuolar y de color gris oscuro. No presenta indicios de metamorfismo. El Basalto de Altamira es una efusión fisural, subaérea, estratiforme (basalto de plateau) y de carácter continental anorogénico, asociada al evento de rifting abortado, causado por la distensión y desacoplamiento de Suramérica-África del subcontinente norteamericano, ocurrido en el Jurásico. Relaciones de campo: Esta efusión se localiza en la parte superior (a solo 47 m del tope) de la Formación Ipire, una gruesa sección de sedimentos molásicos rojos de relleno de graben tectónico continental. El espesor total de las coladas es de unos 113 m, en el sitio del pozo NZZ-88X. Las curvas de potencial espontáneo del registro eléctrico del pozo indican que no se trata de una colada única, sino que se distinguen por lo menos tres miembros de espesores similares, y a su vez heterogéneos, separados entre si por estrechas interestratificaciones de sedimentos. Se infiere que constituye una estrecha franja con rumbo N55E, de aproximadamente 130 km de longitud, y una anchura variable entre 7 y 15 km. Edad: 157 ± 5 Ma ± 8 Ma (método K/Ar), que corresponde al Jurasico medio-tardío. Correlación: MOTICSKA (1985) correlaciona el evento tectonomagmático de Altamira directamente con el episodio volcánico de Takutú de la Formación Apoteri, en la fosa de Savannas de Guyana y coteja el evento con la actividad tectono-volcánica de Perijá septentrional (Grupo La Ge-Formación La Quinta). INVÁLIDO ALTAMIRA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Barinas. SUTTON (1946) publico por primera vez este nombre para signar la secuencia de areniscas y lutitas arenosas duras de color gris del Eoceno tardío, expuestas cerca del caserío de Altamira, en el pie de montañas suroccidentales de Los Andes, 29 km al noroeste de la ciudad de Barinas. La unidad había sido descrita por MACKENZIE (1937-a, b) con el nombre de Formación El Mene, sinónimo de otros empleados en Venezuela occidental. KOVES (1956) resumió los datos existentes para el momento. Posteriormente PIERCE (1960) indico que el nombre era inapropiado, debido a que la sección allí está fallada y no afloran los contactos superior e inferior, e incluyo estas rocas en la Formación Pagüey, que abarca todas las rocas eocenas posteriores a la Formación Gobernador en el pie de montañas de Barinas. ALBERDING (1965) hizo caso omiso de la publicación de PIERCE, y considero la Formación Altamira como unidad inválida. KISER Y SULEK (1966) también emplearon este nombre en los ríos Quiú y Capitanejo, aunque la litología y ubicación de las capas corresponden a las formaciones Pagüey y Gobernador (o a su 58 transición hasta la Formación Carbonera). VON DER OSTEN (1966) mantuvo el uso del término Formación Pagüey por considerarlo mejor definido, y señalo que el nombre de Formación Altamira no se aplica al concepto actual de la unidad. Véase: PAGÜEY, FORMACION. INFORMAL AMACURO, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Delta Amacuro. El termino Miembro Amacuro fue introducido y publicado por MENCHER et al (1951), para designar el miembro inferior de los tres que componen la Formación La Pica, en el campo de Pedernales y en la parte norte del delta del Orinoco, estado Delta Amacuro, donde la unidad es productora de petróleo. BARNOLA (1960) describió su litología, y DE SISTO (1960), lo correlacionó con la parte inferior de la Zona "E" y toda la zona "F" del área mayor de Santa Bárbara, al norte del estado Monagas. Véase: LA PICA, FORMACION. INFORMAL AMARILLO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. FUNKHOUSER et al. (1948) publicaron originalmente el término Miembro Amarillo, para designar el sexto, en orden descendente, de los siete miembros informales en los que subdividieron la Formación Oficina, en el área mayor de Anaco, Anzoátegui central. Esta formado predominantemente por lutitas gris oscuro y areniscas interlaminadas, aumentando el desarrollo de arenas hacia el norte. El espesor varía entre 198 y 275 m. DE SISTO (1959) lo correlaciono con las arenas "P-1" a "R-2" de la Formación Oficina, en el área mayor de Oficina, Anzoátegui central. Véase: OFICINA, FORMACION. INVALIDO AMBROSIO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Zulia. 59 Este nombre fue empleado originalmente para designar las lutitas del Eoceno tardío expuestas en la parte nororiental del lago de Maracaibo (HEDBERG y SASS, 1937-a, b; SUTTON, 1946; GONZALEZ DE JUANA, 1951-c; RENZ, 1961), pero no figuró en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963). Posteriormente, STAINFORTH (1964) y GUEVARA (1967) establecieron su sinonimia con la Formación Jarillal. Véase: JARILLAL, FORMACION. INVALIDO AMMOBACULITES COLUMBIANUS, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Colombia. CUSHMAN Y HEDBERG (1941) establecieron esta zona en Colombia. El nombre de la especie titular y, por consiguiente, el de la zona, fue modificado posteriormente a Ammomarginulina colombiana. Véase: AMMOMARGINULINA COLOMBIANA, ZONA DE VALIDO AMMOBACULITES cf STRATHEARNENSIS, ZONULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón Esta unidad fue establecida por RENZ (1948) en el Grupo Agua Salada, estado Falcón, como parte superior de su Zona de "Uvigerinella" sparsicostata. Véase: "UVIGERINELLA" SPARSICOSTATA, ZONA DE. INFORMAL AMMOBACULITES, HORIZONTE CON CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Zulia YOUNG (1958, 1959) menciono "un horizonte persistente con Ammobaculites", presente inmediatamente por debajo del tope de la Formación Cuiba, en la parte sur de los distritos Urdaneta y Perijá al oeste del lago de Maracaibo, estado Zulia. 60 INFORMAL AMMOBACULITES SP., ZONULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Zulia SZENK (1959) estableció esta división faunal en la base de la Formación Lagunillas, en la parte central del lago de Maracaibo, estado Zulia VALIDO AMMOMARGINULINA COLOMBIANA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico) Colombia. CUSHMAN y HEDBERG (1941) establecieron la zona de Ammobaculites colombianus en la región de la concesión Barco, departamento Santander del Norte, Colombia; la unidad abarca a la Formación Mito Juan y parte inferior de la Formación "Orocué". El nombre de la especie titular fue modificado posteriormente a Ammomarginulina colombiana, término empleado por SUTTON (1946) para designar la zona. La unidad se atribuye al Maestrichtiense tardío y se reconoce en toda la parte sur de la cuenca del lago de Maracaibo, desde Santander del Norte (Colombia) y el estado Táchira, hasta Machiques y los campos petrolíferos del lago de Maracaibo, estado Zulia. VALIDO AMUAY, MIEMBRO (Formación Paraguana) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Falcón. HUNTER Y BARTOK (1974) emplean el término Miembro Amuay para designar la parte superior de la Formación Paraguaná. La sección tipo se encuentra en Guácuira Arriba, 5 km al este de Pueblo Nuevo, en el lugar donde la carretera a Adícora corta los escarpes formados por las capas de la unidad, cerca de los tanques de agua del INOS. Hoja Nº 6251, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. El Miembro Amuay aflora en un 85% de la península de Paraguana en tres formas diferentes: formando escarpes (sin exponer su base en la mayoría de los casos), muy fragmentado sobre colinas arcillosas y formando el piso de extensas planicies costeras (REY, 1996). La caliza se encuentra especialmente bien expuesta en Amuay, al oeste de Judibana. El Miembro Amuay esta constituido por una caliza algal compacta, de al menos 3 m de espesor. De acuerdo a REY (1996) la parte superior de la formación (Miembro Amuay) esta representada por un intervalo carbonático, muy fosilífero, en ocasiones con influencia elástica elevada, que forma la cobertura de casi toda la superficie de la península de 61 Paraguana. La unidad es muy variable en sentido areal en cuanto a las proporciones de siliciclásticos, aloquímicos, micrita y cantidad y tipos de fósiles. Es común observar en la parte norte de la península, el desarrollo de un relieve cársico en el tope del Miembro Amuay, con cárcavas de hasta 70 cm de profundidad y diámetro superior a los 30 cm, rellenas de conglomerados de guijarros con clastos de composición variable. El mayor espesor se encuentra en Guácuira Arriba, con 13 m, sin que su base este expuesta. Según REY (1996) el contacto entre los miembros El Hato y Amuay es concordante y se encuentra muy bioturbado. El contacto superior del Miembro Amuay esta representado por una superficie de erosión. Hacia el noreste de la fila El Alto, esta en contacto disconforme con una unidad pleistocena denominada Conglomerado de El Alto. Los fósiles predominantes son las algas calcáreas y los moluscos bivalvos. La edad se considera Plioceno temprano, por su posición estratigráfica, y el ambiente de sedimentación es marina litoral a plataforma somera. Según HUNTER y BARTOK (1974), este miembro es directamente correlacionable con el intervalo descrito por RODRIGUEZ (1968) en el escarpado de Cardón, en la costa occidental de la península. INVÁLIDO ANFIBOLITA, SUBUNIDAD DE PRECAMBRICO Estado Bolívar. Este término fue empleado por KALLIOKOSKI (1959-a) para designar la base de su Formación Real Corona, expuesta en el flanco occidental del sinclinal este-oeste que comienza en la zona de La Flor, estado Bolívar. La sección anfibólica se interestratifica hacia el este con la Cuarcita Blanca del mismo autor. El nombre es sinónimo de la Anfibolita de Danta, designada así por el mismo KALLIOKOSKI (1965-c), expuesta unos 10 km al noreste de Taipana. El término es inválido por ser descriptivo e impreciso. Véase: DANTA, ANFIBOLITA DE. INVALIDO ANGOSTURA, FORMACION, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Estado Zulia. SUTTON (1946) publico originalmente el nombre Formación Angostura para designar la porción terciaria del "Tercer Horizonte de Carbón", e introdujo así confusión en la nomenclatura, ya que por su propia recomendación se había extendido a Venezuela suroccidental la terminología establecida en la concesión Barco de Colombia (NOTESTEIN et al., 1944). Así pues, las formaciones Barco y Los Cuervos, unidades 62 superiores del Grupo Orocué, vinieron a ser sinónimos de la Formación Angostura, y SUTTON no indicó como, o si era posible, diferenciarlas. WEINGEIST (1956) sugirió elevar la unidad a rango de grupo, compuesto por las formaciones Barco y Los Cuervos, cuyo empleo en Táchira fue mencionado por TRUMP y SALVADOR (1964). MILLER et al. (1958, 1963) extendieron el Grupo Angostura para incluir a la Formación Catatumbo, con lo cual paso a ser sinónimo exacto del Grupo Orocué. BRONDIJK (1967-b) recomendó rechazar el término Formación o Grupo Angostura y conservar la nomenclatura de la concesión Barco, según la cual las formaciones Catatumbo, Barco y Los Cuervos constituyen el Grupo Orocué; donde estas unidades pierden su individualidad, la unidad tiene rango formacional. Esta recomendación mantiene la prioridad de la nomenclatura de la concesión Barco sobre la de SUTTON; además, la definición de SUTTON se baso parcialmente en criterios cronológicos. Véanse: BARCO, FORMACION; LOS CUERVOS, FORMACION y OROCUÉ GRUPO INFORMAL ANOMIA, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. HOFFMEISTER (1938-a, b) publico la división local de la zona de Lithophaga, reconocida en la Formación Lagunillas, en dos subzonas: la de Turritella, superior, y la de Anomia, inferior, caracterizada por la presencia de Anomia indecisa. Véase: LITHOPHAGA, ZONA DE y LAGUNILLAS, FORMACION. INVALIDO ANTÍMANO, CALIZA DE MESOZOICO MEDIO-TARDÍO Distrito Federal. Este término fue empleado por AGUERREVERE (1955) para designar la caliza o mármol expuesto en cortes de la antigua carretera Caracas-La Guaira, y descrita por DENGO (1951) como Formación Antímano. Véase: ANTIMANO, FORMACION. 63 INVÁLIDO ANTÍMANO, FASE MESOZOICO (Cretácico?) Distrito Federal. DENGO (1950, 1951) describe formalmente esta formación con localidad tipo en la zona de Antímano, Distrito Federal, pero algunos de los cuerpos de esta unidad según dicha descripción, habían sido identificados previamente como pertenecientes a la fase Zenda de la Formación Las Brisas (DENGO, 1947), o como parte de la Formación Las Mercedes (AGUERREVERE y ZULOAGA, 1937; SMITH, 1952). MACLACHLAN et al. (1960), FEO-CODECIDO (1962), WEHRMANN (1972), GONZÁLEZ (1972) extienden esta unidad hacia los estados Miranda, Aragua y Carabobo. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) son los primeros en interpretar que esta unidad probablemente "representa un horizonte tectónico y no una unidad litoestratigráfica". VALIDO ANTÍMANO, FORMACION MESOZOICO (Jurasico-Cretácico) Distrito Federal. Referencias: DENGO (1949) hace mención por primera vez de la Formación Antímano, designa su localidad tipo, y la describe brevemente. Su carácter lenticular y su posición en la columna estratigráfica, han ocasionado cierta confusión: DENGO (op. cit.) la identificó inicialmente como calizas de la fase Zenda, de la Formación Las Brisas. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) las consideraban parte de la Formación Las Mercedes, al igual que SMITH (1952) y WEHRMANN (1972). Estas calizas fueron descritas además por MC. LACHLAN (1960), FEO CODECIDO (1962), MORGAN (1969) GONZALEZ SILVA (1972), y RODRIGUEZ (1972). URBANI et al. (1989) se refieren a la unidad como Fase Antímano, al describir la geología del área de El Palito-Valencia-Mariara (Carabobo). Localidad tipo: DENGO (op. cit.) establece la localidad tipo, 500 m. al norte de la población de Antímano (Distrito Federal). Hoja Nº 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: Se han descrito afloramientos aislados, a ambos lados de la serranía de La Costa, en Birongo, Barlovento y Puerto Cabello-Valencia, respectivamente. Descripción litológica: DENGO (op. cit.) describe la Formación Antímano, como una caliza cristalina, masiva, de grano medio, color gris claro, con cristales de pirita, alternando en capas gruesas con capas de esquistos micáceos, y asociada con rocas verdes de origen ígneo (principalmente anfibolitas), con estructuras de boudinage. La caliza está formada de un 85-95% de calcita, con cantidades menores de cuarzo, en parte detrítico, muscovita grafito y pirita. La calcita esta recristalizada y maclada. SMITH (op. cit.) menciona la baja proporción de magnesio, que la diferencia de las Calizas de Zenda. MORGAN (op. cit.) 64 menciona mármoles dolomíticos blancos, de grano grueso, compuestos por dolomita (75%), calcita (10%), tremolita (15%), además de diópsido, moscovita, zoisita, esfeno y plagioclasa como minerales secundarios. Asociada a la caliza, menciona anfibolitas actinolíticas en capas delgadas, y en el tope de la formación, anfibolitas granatíferas. En el área de El Palito-Valencia-Mariara, URBANI et al. (op. cit.) señalan el predominio de esquistos cuarzo-plagioclásico-muscovíticos, acompañados por cuerpos de anfibolita granatífera clinopiroxénica, anfibolita granatífera, anfibolita epidótica plagioclásica, mármol, eclogita y cuarcita. Los distintos autores repiten el concepto original de DENGO, de que las calizas son del tipo biotermal. Sin embargo, no se conocen datos publicados de la formación, que puedan arrojar luz sobre este punto. TALUDKAR y LOUREIRO (1982) mencionan (refiriéndose a mármoles de la localidad de Chichiriviche), que la laminación fina y la asociación con cierto tipo de anfibolitas, sugieren un origen pelágico de aguas profundas. En cuanto a las facies metamórficas presentes en la unidad, URBANI et al. (op. cit.), interpretan que los esquistos, calizas y cuarcitas, corresponden a la parte más elevada de la facies de los esquistos verdes, con una relación P/T intermedia, mientas que las anfibolitas y la eclogita, representan una asociación reliquia de un evento, en la facies los esquistos azules, con alta relación P/T, afectados por una fase posterior de metamorfismo,'en la facies de los esquistos verdes. Relaciones de campo: La Formación Antímano se halla, por lo general, en forma concordante y transicional, entre las formaciones Las Brisas (infrayacente) y Las Mercedes. El tipo de litología y su volumen, dificulta el establecimiento de sus relaciones tectónicas. Los lentes de caliza, que alcanzan a veces grandes dimensiones longitudinales, se hallan embutidos en esquistos de diversos tipos, especialmente los correspondientes a la litología de la Formación Las Mercedes. Las dimensiones son decamétricas en sentido transversal, y kilométricas en sentido longitudinal. Edad: Por su posición estratigráfica, entre las formaciones Las Brisas y Las Mercedes, se le asigna una edad Jurasico-Cretácico. Correlación: GONZALEZ SILVA (1972) indica su equivalencia con la Formación Nirgua. Importancia económica: Es la única caliza del Grupo Caracas que, por su composición química, se ha explotado para la fabricación de cemento, en La Vega (Caracas) y en el área de Valencia. También se utiliza como piedra picada para el engranzonado. Sinonimia: Antímano, Calizas Cristalinas de. INVÁLIDO ANTÓN CORO, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. 65 LIDDLE (1928) menciono las capas de Antón Coro en la costa norte de Falcón, cerca del caserío Antón Coro, compuestas de lutitas microcosilíferas de color gris oscuro a negro y según el, llamadas localmente arcillas de Agua Salada. En su cuadro de correlación las mostró como equivalentes a las arcillas de Agua Salada, hoy Grupo Agua Salada. En la primera edición de su obra, LIDDLE (1928) las situó en el tope de la Formación Agua Clara; posteriormente (1946) afirmó que aparentemente se encuentran en el tope y por encima de esa unidad. El término ha sido posteriormente sustituido por nombres mejor definidos. Véase: AGUA SALADA, GRUPO. INFORMAL APA, COMPLEJO DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Miranda. URBANI et al. (1986) utilizan este nombre para designar a una asociación de rocas máficas y ultramaficas en la cuenca del río Apa en el Parque Nacional Guatopo, estado Miranda. Una descripción más detallada y su cartografía aparece en URBANI et al. (1989, 1991). La localidad tipo se encuentra cuenca media del río Apa en el Parque Nacional Guatopo, a 20 km. al SSE de Caucagua, estado Miranda. (Hoja Nº 6946, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). ORIHUELA y URBANI (1993) realizan un modelaje magnetométrico del complejo y deducir que el cuerpo de las rocas ultramaficas alcanza hasta cerca de 1,6 km de profundidad. Por encontrarse incluido dentro de la Formación Las Hermanas, URBANI et al. (1991) le asignan una edad Cretácico. LAR (1992) presenta una isocrona Nd-Sm sugerente de una edad en el orden de 100 Ma. INFORMAL APARTADEROS, DIAMICTITA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Mérida. GIEGENGACK y GRAUCH (1975), describieron una diamictita (traducción del término diamictite; FLINT et al. 1960) en la región de Mucubají, estado Mérida, en los bordes de las mesas de Julián y El Caballo, aproximadamente 1,5 a 2 km al oeste de la laguna de Mucubají y 1 km al sur de Apartaderos, estado Mérida. (Hoja Nº 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) VÁLIDO 66 APON, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense temprano) Estado Zulia. Referencias: La Formación Apón, cuyo nombre se deriva del río Apón, fue definida por SUTTON (1946), como la división basal del Grupo Cogollo en la región de Perijá. ROD y MAYNC (1954) la dividen en tres miembros: inferior, medio y superior, basados en la presencia de un intervalo medio de lutitas negras y calizas laminares que resulta un marcador litológico prominente, no consideran crear un nuevo nombre para su equivalente en Los Andes. RENZ (1959) propone los nombres formales de Tibú, Machiques y Piché, e introdujo el nombre de Lutitas de Guáimaros para una sección que yace consistentemente por encima de Tibú. SALVADOR (1961) dio preferencia al uso de Formación Apón en vez de Tibú, en Los Andes venezolanos. Discutió el valor estratigráfico que tiene Guáimaros, y en el área de Barco, subdividió a Apón en dos unidades: una inferior, calcárea, Tibú, y una superior, clástica, Mercedes, como ya lo habían propuesto NOTESTEIN et al. (1944), para la parte inferior y media de su Formación Uribante, hoy invalidada. Posteriormente, FORD y HOUBOLT (1963) dividen a la Formación Apón en cuatro miembros, en orden ascendente: Tibú, Lutitas de Guáimaros, Machiques y Piche, con los dos últimos confinados al surco de Machiques y sus alrededores, mientras que los dos primeros se reconocen por todo occidente. Localidad tipo: En la referencia original, el holoestratotipo fue definido en el río Apon, 10 km al oeste de Machiques, donde el río corta al piedemonte oriental de la sierra de Perijá. (Hoja 5646, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). ROD y MAYNC (1954) definen la base a 2600 m al oeste de la hacienda La Sierra, y el tope a 1300 m; además, establecieron un estratotipo en la quebrada Santa Rosita, por considerar la sección tipo incompleta. Extensión geográfica: Se extiende por Venezuela occidental y este de Colombia. Sus afloramientos forman franjas por el frente oriental de la sierra de Perijá y frente noroccidental de los andes de Mérida. Estaba expuesta en la isla de Toas y en la bahía de El Tablazo al norte de Maracaibo. Se extiende en el subsuelo por las cuencas de Maracaibo y Apure. Se le reconoce en afloramientos de la depresión del Táchira y área de El Nula. Se acuña hacia el flanco suroeste del surco de Uribante. Descripción litológica: En la sierra de Perijá, la unidad basal (Miembro Tibú) consiste en calizas gruesamente estratificadas, gris claro, gris y gris azulado; localmente pueden ser duras, densas y muy fosilíferas, interestratificadas con cantidades subordinadas de lutitas gris oscuro, calcáreas y margas. Las capas de dolomía son más abundantes hacia la base. El Miembro Guáimaros es un intervalo de lutitas dolomitizadas y lentes de limolita; se han encontrado concreciones tipo La Luna, dentro de este intervalo. El Miembro Machiques constituye un horizonte guía con calizas nodulares, a veces muy bituminosas, de color oscuro y lutitas ricas en foraminíferos pelágicos. El miembro superior (Piche) es muy parecido a Tibú, con una gran proporción de calizas fosilíferas tipo packstone, con abundantes restos de moluscos muy recristalizados. Hacia el área de Los Andes, GARCIA JARPA et al. (1980) describen tres facies: una inferior, de calizas arenosas de tipo wackestone y packestone, con dolomita, restos de fósiles, intraclastos, pellets, con espesor 67 entre 2-4 m, intercaladas con lutitas areniscas cuarzosas; la segunda facies presenta calizas más puras, tipo wackestone y packestone, sin cuarzo y más fosilíferas, con abundancia de intraclastos y pellets, limolitas y margas y la facies superior corresponde a las Lutitas de Guáimaros, con lutitas y limolitas que presentan rombos de dolomita, arenisca fina y wackestone-packestone, con fragmentos de bivalvos, con espesor entre 30-35 m, pero puede desaparecer. En la región de Pregonero, USECHE y FIERRO (1972) describen la sección de Apón, separándola en tres unidades: la inferior presenta areniscas calcáreas algo micáceas y capas de calizas; la parte media con calizas fétidas, fosilíferas, entre 0,4 y 1,2 m, intercalada con lutitas y coquinas y la parte superior, con lutitas negras calcáreas entre 40-50 m de espesor, con concreciones, interestratificadas con calizas margosas y areniscas limosas delgadas. En la plataforma de Maracaibo, LEON (1975) ha descrito la Formación Apón del subsuelo, en el campo Urdaneta, como calcarenitas conglomeráticas fosilíferas, de colores gris claro que puede llegar a blanco y gris oscuro, con algunas capas de dolomía, con buenas porosidades, a diferencia de la porosidad promedio (cerca de 8%) de toda la sección. BARTOK et al. (1981) consideran de base a tope, sus unidades H y G del Grupo Cogollo, del subsuelo de la cuenca de Maracaibo, coma equivalentes de la Formación Apón. La unidad H tiene como texturas dominantes mudstone/wackestone por encima de los clásticos basales, y el límite superior esta caracterizado localmente, por barras de grainstone y biostromo de pelecípodos. Las dolomías son constituyentes significativos de esta unidad. La unidad G tiene como texturas predominantes wackestones, packstones y mudstones, al tope se presenta una brecha intraformacional, probablemente asociada con un diastema. Hacia Lara, la Formación Apón descrita por BUSHMAN (1965), consiste en la parte inferior en calizas bioclásticas arenosas y sílices, interestratificadas con areniscas ferruginosas y micáceas, y capas macizas de cuarcita. En la parte media aparecen calizas silíceas, azul grisáceo, de 10-15 cm de espesor; por encima, calizas interestratificadas con lutitas y un horizonte de arenisca porosa, ligeramente ferruginosa, marrón rojizo. En la parte superior presenta una sección de lutitas de 30 m, y por encima 30 cm de arenisca porosa que forma un acantilado, capas ferruginosas, areniscas y lutitas interestratificadas, y en el tope, una capa distintiva de 1,5-3m de caliza gris maciza. LEON (1975) considera que la Formación Apón representa una sedimentación masiva de plataforma costera externa, con profundidades variables desde cerca de la costa, hasta zonas cerca del margen de la plataforma, para el área del campo Urdaneta. BARTOK et al. (1981), le dan a Cogollo inferior (Apón) un ambiente protegido, restringido, de aguas marinas llanas, de baja energía, con desarrollo de algunas barras costeras. FORD y HOUBOLT (1963), dividen a la Formación Apón en cuatro microfacies, las compararon con ambientes actuales del Golfo Pérsico, y los supuestos equivalentes son: la primera microfacies con valvas de lamelibranquios, formada en bancos en la zona inferior donde rompen las olas; la segunda y tercera, de calcarenitas calcilutíticas, con fragmentos fosilíferos, por debajo de la acción del oleaje, y la cuarta microfacies, de calcilimo bituminoso, en zona de aguas estancadas. GARCIA JARPA et al. (1980), interpretaron las tres facies de Apón en Los Andes de Mérida, de la siguiente manera: la inferior, de ambiente marino restringido, de profundidad somera, (facies 8 de WILSON); la media, de aguas marinas someras a intermarea, con moderada circulación (facies 7 y 8 de WILSON); con tendencia a menor profundidad hacia el tope, en la facies superior (facies 8 de WILSON). GHOSH y GARCIA JARPA (1980), presentan una interpretación más detallada 68 de los paleoambientes de Apón en Los Andes. La parte basal es interpretada coma un ambiente de bancos de arena sumergidos, con proximidad a una barra de ooides. La parte media es de ambiente marino somero, apoyada por una biota de aguas someras, de salinidad normal, con momentos de quietud (stillstands) con unidades cuarzosas conglomeráticas, que indican energía temporal causada por tormentas periódicas. La parte superior es interpretada como de ambiente más profundo y más distante de las zonas de aporte, con indicación de bancos de arena hacia el tope. Para los últimos autores, la Formación Apón muestra facies combinadas de plataforma marina abierta a plataforma restringida, y planos de marea situados entre las evaporitas de plataforma hacia el lado continental (Formación Río Negro), y las arenas de restinga hacia el océano (formaciones Peñas Altas y Aguardiente). Espesor: SUTTON (1946) reporta 850 m en la localidad tipo, 510 m en el río Cachirí y 600 m en el valle del río Carache, en Trujillo. ROD y MAYNC (1954) midieron espesores bastante constantes entre 365-380 m en secciones de ríos de Perijá, a excepción de cano Maraca, donde un valor de 460 m se considera repetido por falla. Cerca de Machiques, el espesor es de 680 m, adelgazándose al noroeste a 220-230 m en La Paz, y a 90-95 m en la isla de Toas. Hacia el área de Barco, el espesor de este a oeste es entre 180-550m (RICHARDS, 1967). En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (1985) dan espesores entre 200 m al este y 320 m al oeste. En el campo Urdaneta noreste, LEON (1975), estima 121 m. GONZALEZ DE JUANA et al. (1980), le asignan entre 100-200m en la región Táchira-Tarra, con acuñamiento rápido hacia el arco de Mérida, donde se han medido solamente 50 m incluyendo las Lutitas de Guáimaros (GARCIA JARPA et al., 1980). En Curarigua, en la quebrada Santo Domingo, BUSHMAN (1965) midió 778 m. Relaciones de campo: En la base el contacto es transicional y diacrónico con la Formación Río Negro infrayacente, y en su tope, pasa transicionalmente a la Formación Aguardiente en Los Andes. En el surco de Machiques y la plataforma de Maracaibo, infrayace a la Formación Lisure. Fósiles: La fauna típica descrita por RENZ (1977) como del Barremiense tardío y Aptiense, consiste en varios géneros de bivalvos: Ostrea scyfax, Exogyra boussingaulti, equinoideos como Toxaster sp. El foraminífero más común es la Choffatella decipiens que se encuentra en las intercalaciones margosas, y según FORD y HOUBOLT (1963), es característico de la Caliza de Tibú. Especies de Cheloniceras y Reminautilus encontrados en los estados Mérida y Táchira, indican Aptiense superior (LIDDLE, 1928); SUTTON (1946) da una lista de fósiles encontrados en la quebrada La Luna y río Apón: Gryphaea cf. washitaensis (Hill), Exogira weatherfordensis (Cragin), Pecten irregulans (Bose), entre otros. En la secuencia de calizas bituminosas del Miembro Machiques de Perijá, RENZ (1977) reporta restos de peces y una lista de amonites del Aptiense tardío. ROD y MAYNC (1954), encontraron una prolífica fauna de amonites del género Deshayesites del Aptiense tardío y probable Douvillei, que indicaría Albiense temprano. GONZALEZ DE JUANA et al. (1980), al comparar correlaciones mundiales, señalan que la zona de Deshayesites deshayesi actualmente se considera como del Aptiense temprano. MAYNC (1956) menciono calizas con Miliolidae y Orbitolina convexa texana (ROEMER), y RENZ (1977) Trigonia y Exogira para el miembro superior (Piché), que le den una edad Albiense. 69 MONROY y ARNSTEIN, en KISER (1988), consiguieron los siguientes palinomorfos en el pozo Milagros Sur-1X: Corrollina sp., Apiculatisporites sp., Gemmanocolpites sp., Enetacra pollenites sp., Spinifirites sp., y Foveotriletessp que establecen una edad Aptiense-Albiense. Edad: De acuerdo a su contenido faunal, se le asigna una edad Aptiense-Albiense temprano. Correlación: Hacia el distrito Colon, norte de Táchira y andes de Mérida y Trujillo, la formación esta reemplazada cronoestratigráficamente por los sedimentos más clásticos de la Formación Aguardiente, reconociéndose los miembros Tibú y Guáimaros únicamente. Hacia Lara, pasa a integrar parte de la Formación Peñas Altas - (RENZ, 1959 y GARCIA JARPA et al. 1980). Importancia económica: La Formación Apón posee calizas almacenadoras de petróleo liviano-mediano, y se explota en los campos de La Paz, Mara, Alpuf, Machiques y Alturitas de la costa accidental, y en los campos Urdaneta, Lama y Centro en el lago de Maracaibo. También por estudios geoquímicos realizados en el campo Alpuf, se ha determinado que posee intervalos de rocas madre o generadoras de petróleo (QUIJADA y CALDERA, 1985). VALIDO APURE, ESQUISTOS DE PRECRETACICO (Paleozoico?) Estado Apure. Referencias: ESCALONA, (1988) describe por primera vez en detalle, las rocas metamórficas que componen esta unidad, establece el termino de acuerdo a su localidad tipo, y a la naturaleza de las rocas que constituyen esta unidad litodémica. FEO CODECIDO et al. (1984) las denominan Formación Carrizal. Localidad tipo: La sección tipo se encuentra localizada en el pozo Apure-3, entre las profundidades de 2070 m y 2120 m (profundidad final). Las coordenadas de este pozo son N-51585,00 y W-13818,00 y se encuentra ubicado en la Hoja Nº 6339, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: Aunque ha sido descrita solamente en el pozo Apure-3, Escalona (1988) propone cierta extensión regional dentro de la cuenca de Barinas- Apure, que podría ser definida con perforaciones posteriores. Equivalentes de la unidad se describen, en los pozos Apure-1 y Apure-2, hacia el suroeste de la cuenca de Barinas-Apure. Descripción litológica: ESCALONA (op. cit.) describe la unidad en sección tipo como una roca metasedimentaria, de textura esquistosa, localmente filítica, de marcado aspecto sedimentario que aún, conserve el bandeamiento (bandeamiento por color), laminación 70 ondulada, estructuras sedimentarias y bioturbación de la roca original. Es una roca dura, densa, compacta, de color gris verdoso a verde oliva oscuro, que muestra textura del metamorfismo en la facies de los esquistos verdes. El bandeamiento original, de procedencia sedimentaria, acentuado por el metamorfismo (estructura de flujo), le imprime localmente textura de augengneiss o de "seudoboudinage". A profundidad, esta secuencia de esquistos (meta-areniscas) y filitas (metapelitas) cuarzomicáceas exhiben débil plegamiento, intenso fracturamiento y cizallamiento (ESCALONA, op. cit.). Espesor: El autor menciona un espesor de 50 m en la sección tipo del pozo Apure-3, donde no se alcanza la base de esta unidad litodémica. Relaciones de campo: Se desconoce su contacto inferior, ya que la sección penetrada en el pozo Apure-1 no alcanza la base de la unidad El contacto superior es siempre discordante por debajo de la Formación Río Negro (ESCALONA, 1988). Fósiles: El metamorfismo de la unidad impide la preservación y reconocimiento de fósiles, sin embargo, ESCALONA (op. cit.) menciona y muestra la presencia de madrigueras, reliquias de gusanos. Edad: Con base a correlación con los esquistos y gneises de edad Silúrico temprano penetrados en los pozos Agua Linda-1, SZW-3, Ticoporo-1, Rosalía-1 y Capitanejo-1, se establece que los Esquistos de Apure Probablemente tienen la misma edad (ESCALONA, op. cit.). Correlación: FEO CODECIDO et al., (1984) proponen correlación, y denominaron a estas rocas como Formación Carrizal, basados en que las rocas que incluyen los núcleos de los pozos Apure-1, 2 y 3, fueron descritas originalmente como argilitas. Sin embargo, ESCALONA (op. cit.) demuestra que esta correlación es errónea, dado que estos núcleos incluyen a rocas metamórficas y polimetamórficas. El autor correlaciona a los Esquistos de Apure, con los esquistos y gneisses de edad Silúrico temprano, penetrados en los pozos Agua Linda-1, SZW-3, Ticoporo-1, Rosales-1 y Capitanejo-1; con las rocas cataclásticas y miloníticas que describe en los pozos Apure 1 y 2 Asimismo, afirma que en los pozos Apure-1 (intervalo 2 801- 2 890 m) y Apure-2 (intervalo 2 574 - 2 607 m), se encuentran rocas equivalentes a los Esquistos de Apure, pero que han sido afectadas por un metamorfismo cinemático superpuesto al metamorfismo dinamotermal original, que afecta a las rocas del pozo Apure-1. INFORMAL ARABOPÓ, ROCAS PIROCLASTICAS DE PRECAMBRICO Estado Bolívar. AGUERREVERE et al., (1939) describen con este nombre a "dos lechos superpuestos con estructura casi horizontal, de material volcánico muy cementado y muy endurecido", que se 71 encuentran cerca del pueblo de Arabopó, estado Bolívar. Esta unidad presenta un lecho inferior constituido por un jaspe verde muy denso que representa cenizas volcánicas muy silicificadas y un lecho superior, formado por una toba volcánica silicificada, mucho más granular y de color gris claro. REID (1972), incluye el lecho inferior dentro de la Formación Cuquenán del Grupo Roraima. GHOSH (1977), en su estudio del Grupo Roraima, en las regiones de cerro Sipapo y cerro Parú en el estado Amazonas, señala la presencia de rocas similares dentro de ese grupo. INVÁLIDO ARAGUA, ARENISCA DE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Monagas. La descripción original de la "arenisca de Aragua" por GARNER (1926) se basó en afloramientos cercanos a Aragua de Maturín, estado Monagas, y corresponde a la Formación San Juan del Cretácico tardío de uso actual. SALVADOR (1964-b) explicó la confusión originada por LIDDLE (1928, 1946), quien asignó la unidad al Eoceno e incluyo en ella, no solo las areniscas de San Juan, sino también parte de la Formación Naricual del Oligo-Mioceno y algunas capas paleocenas con Venericardia planicosta (capas de Cerro Corazón). ILLING Y KUGLER (1938) emplearon el nombre de Formación Aragua para designar capas no definidas del Eoceno tardío en Venezuela oriental. El nombre se considera como inválido por definición inadecuada, empleo confuso y sinonimia con formaciones mejor definidas por autores posteriores. Véase: SAN JUAN, FORMACION. INVÁLIDO ARAGUA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Anzoátegui. Este nombre proveniente de Aragua de Barcelona, estado Anzoátegui, fue publicado por HEDBERG (1950-a), quien recomendó su sustitución por el de Formación Freites, tanto en la superficie como en el subsuelo. Este empleo fue ilustrado claramente en la revisión histórica hecha por DE SISTO (1961-c). CH. DE RIVERO (1956) recomendó la eliminación del término en el sentido indicado. Véase: FREITES, FORMACION. VALIDO 72 ARAGUATIENSE, PISO CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. RENZ (1948) establece y describe el Piso Araguatiense como unidad cronoestratigráfica, con sección tipo en la región de Pozón, distrito Acosta del estado Falcón; el nombre proviene de la quebrada Araguata. Sinónimos parciales inválidos son los de Zona A2 de SENN (1935) y Zona de Cibicides kugleri de CUSHMAN y RENZ (1941). El piso comprende la zona de Globorotalia fohsi, inferior, y la de Valvulineria herricki, superior; ambos nombres presentan inconvenientes. La sección tipo del Araguatiense es el cerro Loma Luca en Pozón, con unos 200-208 m de espesor que corresponden a parte del Miembro de Arcillas Margosas de Husito de la Formación Pozón. En El Mene de Acosta el espesor es de unos 240 m y en la costa norte de Falcón, cerca de Isidro, de unos 700 m. RENZ definió al piso por la presencia de Robulus subaculeatus glabratus y ausencia de Siphogenerina transversa; atribuyo la zona inferior al Oligoceno tardío, y la superior al Mioceno temprano (Burdigaliense). Según BLOW (1959) las zonas del Araguatiense comprenden un intervalo que se extiende desde mediados de la zona Globorotalia fohsi fohsi, a través de la de G. fohsi lobata (Zona de "G. fohsi" de RENZ) e incluye la mayor parte de la zona de Globorotalia mayeri (zona de V. herricki de RENZ), con una edad correspondiente a parte del Burdigaliense y parte del Vindoboniense. De acuerdo con las determinaciones más recientes a base de faunas planctónicas (CATI et al., 1968), el piso correspondería al Mioceno medio en su totalidad. INVÁLIDO ARAGÜITA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico tardío) Estados Cojedes y Carabobo. Este nombre fue empleado por OXBURGH (1965) para designar la secuencia de rocas volcánicas alteradas, interestratificadas con rocas sedimentarias que aflora en Carabobo oriental. El nombre es inválido por homonimia con el "paquete" de Aragüita de la Formación Naricual, en el estado Anzoátegui, y deberá ser sustituido. Según MENENDEZ (1965), la Formación Las Placitas aparentemente constituye una facies transicional entre la Formación Aragüita y la Formación Querecual expuesta en la parte sur de la región de El Tinaco, estado Cojedes. Véanse: LAS PLACITAS, FORMACION y PILANCONES, FORMACION. INFORMAL ARAGÜITA, PAQUETE DE (Formación Naricual) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Anzoátegui. 73 GONZALEZ DE JUANA Y AGUERREVERE (1938) reconocen en la zona tipo de la Formación Naricual tres intervalos, con un contenido de carbón aparentemente aprovechable, que denominan "paquetes" de Aragüita, Mallorquín y Santa Maria en orden descendente. HEDBERG y PYRE (1944) y BELLIZZIA y MARTIN BELLIZZIA (1961) aplicaron la misma nomenclatura e indicaron la extensión localizada de las tres unidades. GREGORY (1964) se refiere a las mismas como "grupos de capas de carbón", "Grupo Santa Maria", etc. VALIDO ARAMINA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio?-tardío?) Estado Miranda. Referencias: Este nombre fue publicado originalmente sin descripción por DUSENBURY y WOLCOTT (1950), y figura en el cuadro de correlación de MENCHER et al. (1951). BUCHER (1952) describe la unidad muy someramente. DUSENBURY, (en LEV, 1956), suministra una descripción más amplia en base a informes inéditos. FEO CODECIDO (1962) resume estos datos y muestra los afloramientos de la Formación Aramina y unidades vecinas en un mapa de Venezuela norte-central. BERMUDEZ (1966) añade datos sobre la microfauna, y atribuye la unidad al Mioceno tardío, en contraste con la edad previamente postulada de Mioceno media; además separo de la formación, con el nombre de Formación Carenero, a los estratos expuestos cerca del pueblo del mismo nombre. Localidad tipo: Quebrada Aramina, tributaria norte del río Tuy, que atraviesa la carretera Caucagua-Capaya, 7 km al suroeste de Capaya, estado Miranda. La sección tipo se extiende desde las rocas metamórficas al oeste "...hasta un punto que se encuentra aguas abajo, a un kilómetro más allá de Los Fernández...". Extensión geográfica: Cuenca inferior del río Tuy, Miranda oriental. Descripción litológica: DUSENBURY (op. cit.) mencionó 30 a 50 m de conglomerados basales que incluyen algunas capas de calizas impuras con fragmentos angulares de esquistos, seguidos de lutitas arcillosas de color gris verdoso, arcillas, y areniscas, con escasas calizas limosas intercaladas en la parte inferior. Espesor: Máximo de 1656 m en la quebrada Aramina. Relaciones de campo: La unidad es discordante sobre rocas metamórficas aunque, por lo menos localmente, es posible que descanse sobre la Formación Carenero. En el mapa de FEO CODECIDO (1962), el contacto superior se muestra cubierto por sedimentos no definidos del Terciario superior, que se han llamado Formación Guatire, y que según BERMUDEZ (1966), corresponden a la Formación Mamporal. En el lado sur de la cuenca, la unidad se ha señalado como discordante sobre rocas del Cretácico, Eoceno e ígneas 74 básicas. Según DUSENBURY (en LEV, 1956), la Formación Tuy se interpone entre las formaciones Aramina y Guatire en el subsuelo, sin llegar a aflorar. Fósiles: DUSENBURY (op. cit.) menciona los moluscos Anadara (Larkinia) waringi, Chione cancellata, Turritella abrupta, T gatunensis, T mimetes y Oliva cylindrica, sin citar localidades. BERMUDEZ (1966) menciona siete especies de foraminíferos de aguas someras reconocidas cerca de Los Fernández, y señala adicionalmente que los ostracódos estudiados por VAN DEN BOLD, son de distribución estratigráfica restringida, en especial Orionina fragilis, presente también en la parte superior de la Formación Cubagua y en unidades de edad semejante en Trinidad. Edad: MENCHER et al. (1951) atribuyen la unidad al Mioceno temprano; BUCHER (1952), DUSENBURY (en LEV, 1956) y YOUNG et al. (1956), al Mioceno medio. BERMUDEZ (1966) la considero Mioceno tardío con base a su contenido de ostrácodos. Correlación: La unidad se considera como equivalente lateral, de facies marina poco profunda, de la Formación Cumaca, presente también en la cuenca del bajo Tuy. BERMUDEZ (1966) sugirió otras correlaciones. INFORMAL ARANDIA, MIEMBRO (Formación Pagüey) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Barinas. OSUNA, et al. (1995) son los primeros en publicar la división de la Formación Pagüey en tres miembros que, en orden ascendente, son Arandia, La California e Higuerones. Las dificultades en diferenciar los cambios sutiles de sus litologías, definir lateral y verticalmente sus contactos transicionales, y trazar las unidades regionalmente, hacen dudosa su utilidad como nombres estratigráficos formales. Se aplican estos nombres informales principalmente en el área de afloramiento entre los ríos Santo Domingo y Calderas, y hasta el río Tucupido. El Miembro Arandia tiene su sección tipo en la quebrada Arandia, afluente del río Calderas, estado Barinas, AGUASUELOS, (en KISER y CASTRO, 1997). Esta constituido por de lutitas arcilíticas, en paquetes hectométricos con frecuentes intercalaciones de concreciones ferruginosas o dolomíticas en forma de rosario, de espesores subdecimétricos y de colores gris verdosos o parduscos; las lutitas son negras, microfosilíferas, monótonas, y localmente presentan intercalaciones de capas decimétricas de cuarzoarenitas de grano fino. OSUNA (en KISER, 1997) opina, con base a foraminíferos y nannofósiles, que el "miembro Arandia" representa condiciones de plataforma externa a talud, y que la fase regresiva del ciclo sedimentario del Eoceno medio se inicia en la parte superior de ese miembro. OSUNA (en KISER, 1997) opina, con base a foraminíferos y nannofósiles, que el "miembro Arandia" representa condiciones de plataforma externa a talud, y que la fase regresiva del ciclo sedimentario del Eoceno medio se inicia en la parte superior de ese miembro. OSUNA et al. (1995) reportan los siguientes fósiles del Miembro Arandia (Micro): Acarinina broedermanni, Truncorotaloides rohri, T. topilensis, 75 Hastigerina cf. bolivariana, Turborotalia cerroazulensis s.1, T. cerroazulensis pomeroli, Globigerinatheka sp, Chilogüembelina sp.. La edad indicada por la microfauna planctónica es Eoceno medio. Véase: PAGÜEY, FORMACION VALIDO ARAURE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barreniense?) Estado Portuguesa. Referencias: El termino Formación Araure fue introducido por RENZ y SHORT (1960), para designar las rocas más antiguas que afloran en el núcleo del anticlinorio, en la cuenca al oeste del macizo de El Tinaco. BUSHMAN (1967) uso el mismo término, añadiendo alguna información sobre la litología. Localidad tipo: RENZ y SHORT (op. cit.) señalaron como localidad tipo, la ladera norte del cerro El Loro, a seis kilómetros al norte-noreste del pueblo de Agua Blanca, distrito Araure, estado Portuguesa. Como sección de referencia dieron la parte norte del cerro Guacamaya, 2,8 km al norte de Agua Blanca. (Hojas Nº 6344 y 6345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora en el extremo norte del estado Portuguesa, entre Sarare y San Rafael de Onoto. Descripción litológica: En la base de la unidad predominan conglomerados en capas gruesas, alternando con areniscas arcósicas de grano grueso sub angular, formados por cuarzo gris oscuro y filitas limosas gris, marrón o verde, las cuales contienen granos y guijarros redondeados de cuarzo, de hasta 2 cm de diámetro. BUSHMAN (op. cit.) menciona además, feldespatos y vetas de cuarzo blanco y señala la filiación o esquistosidad con desarrollo de sericita en varios intervalos, así como el cizallamiento y trituramiento de los granos de cuarzo observables en secciones finas. El predominio de clásticos gruesos (conglomerados y arcosas) y la ausencia de sedimentos calcáreos, indican un ambiente continental para la Formación Araure. RENZ y SHORT (op. cit.) suponen una invasión marina en la zona de Agua Blanca, en el Cretácico temprano, con la deposición de los clásticos continentales de Araure. Espesor: No se conoce el espesor total de la formación. En la localidad tipo están expuestos 700 m. Relaciones de campo: No se conoce el contacto inferior de la formación. En el tope, esta cubierto discordantemente por la Formación Agua Blanca. Fósiles: No se han encontrado. 76 Edad: Por su posición estratigráfica, respecto a la Formación Agua Blanca, se le asigna una edad Cretácico temprano (Neocomiense-Barremiense?). Correlación: En el LEV (1970), se establece una posible correlación de la unidad con las formaciones Río Negro (occidente) y Barranquín (oriente) y también con las formaciones Las Mercedes y Chuspita de la cordillera de La Costa. RENZ y SHORT señalan similitud litológica de las areniscas con el Conglomerado de Charallave. INVALIDO ARAYA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Sucre. GONZALEZ DE JUANA (1947) introdujo este nombre para designar arcillas y arenas fosilíferas del Plioceno, suprayacentes a la Formación Cubagua en la cuenca de Cubagua. Según YOUNG et al., (1956), la Formación Araya del Plioceno, expuesta en la península de Araya e islas de Coche, Cubagua, Margarita y Tortuga, consiste de lutitas, arcillas, gravas y areniscas mal consolidadas. En LEV (1956) se menciona la Formación Araya como "no descrita" bajo CUBAGUA, FORMACION. Posteriormente BALDA (1963), lo usa para designar rocas metamórficas expuestas en la península de Araya. VIGNALI (1965) propuso el nombre nuevo de Formación Barrigón para estos sedimentos, pero STAINFORTH (de. 1965) recomendó el empleo del término ya establecido de Formación Cumaná, definido por CH. DE RIVERO (1956) y ampliado por BERMUDEZ (1964). Según BERMUDEZ (1966) las formaciones Araya y Barrigón son sinónimas de Cubagua. Véase: CUBAGUA, FORMACION. INFORMAL ARAYA, TERRAZAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. VIGNALI (1965) menciona terrazas pleistocenas cerca del castillo de Araya y en el pueblo del mismo nombre. MACSOTAY (1965) hace la distinción entre "las capas del Castillo de Araya", que contienen una rica fauna de moluscos del Plioceno tardío, y lo que llamó Pleistoceno autentico, representado en una arenisca fosilífera, casi horizontal, expuesta unos 500 m al noreste de la localidad tipo del Miembro Cerro Verde (Formación Cubagua). El nivel topográfico de esta terraza está pocos metros por debajo de la terraza sobre la cual se encuentra el castillo de Araya. BERMUDEZ (1966) mantiene la distinción entre las "terrazas del Castillo de Araya" y las "terrazas de Araya". El nombre es objetable debido a 77 su uso previo para designar otra formación, pero se conserva provisionalmente como designación informal de las terrazas, a falta de un término geográfico local adecuado. INVALIDO ARAYA-PARIA, GRUPO METAMORFICO DE MESOZOICO Estados Sucre y Nueva Esparta. GONZALEZ DE JUANA (1947, p. 692) introdujo este termino para designar el complejo metamórfico expuesto en las serranías costaneras de Araya, Paria e islas de Margarita y Coche. El autor no describió la litología, ni entro en detalles, debido principalmente a "nuestra carencia de conocimientos sobre la edad de las rocas que constituyen el complejo" y se limito a sugerir que el complejo representa una sedimentación marina durante uno o más periodos prolongados de epirogénesis. El término se considera como inválido por la definición posterior de formaciones en forma más precisa. INVALIDO ARCAICO, COMPLEJO PRECAMBRICO Estados Amazonas y Bolívar. Este nombre fue empleado originalmente por ZULOAGA (1930) para designar un conjunto de rocas precámbricas expuestas en la parte noreste del estado Bolívar. Posteriormente, ZULOAGA y TELLO (1939) volvieron a emplear el término para designar rocas expuestas en el borde norte de la Guayana Venezolana, que consideraron más antiguas. Según MARTIN BELLIZZIA (en LEV, 1956), la descripción de ZULOAGA (op. cit.) abarca un complejo de rocas pertenecientes a diferentes unidades del Precámbrico, hoy subdividido en unidades litológicas mejor definidas, por cuya razón el término se considera como inválido. Véanse: IMATACA, COMPLEJO DE; PASTORA, SUPERGRUPO y SUPAMO, COMPLEJO DE. INVALIDO ARENAS 1 a 16 (Formaciones Caujarao y Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. 78 PAYNE (1951) publicó esta nomenclatura informal empleada en el subsuelo en el campo petrolífero de Cumarebo, para designar diversas arenas pertenecientes a las formaciones Caujarao y Socorro. INVÁLIDO ARENISCA BASAL, FORMACION DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Zulia. Este término, publicado originalmente por MENCHER et al., (1951) y descrito por EDWARDS (1956), es inaceptable por no ser geográfico y fue sustituido posteriormente por el de Formación Ceibote. Véase: CEIBOTE, FORMACION. VALIDO AREO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Monagas. Referencias: HEDBERG (1950) introduce el término Lutita de Areo, para designar una facies marina lutítica, glauconítica y fosilífera, expuesta en el río Areo y otras quebradas del noroeste de Monagas y noreste de Anzoátegui; HEDBERG (1956) la incluye en el Grupo Merecure y la describió brevemente, lo mismo que RENZ (1957). ROD (1959) señalo su correlación con la Formación Roblecito. SALVADOR (1964), al redefinir el Miembro Tinajitas (Formación Caratas), define adecuadamente a la Formación Areo. LAMB (1964) la cita en el río Aragua (Monagas). LAMB y SULEK (1968) la estudian en el área de Quiriquire. CHIOCK (1985) discute su extensión en el subsuelo del norte de Monagas. Localidad tipo: HEDBERG (op. cit.) propone como sección tipo, la que aflora en el río Areo, al este de San Juan, entre la desembocadura de la quebrada Rosario y el eje del sinclinal por debajo de El Salto. La localidad esta en el distrito Cedeño, estado Monagas (Hoja Nº 7445, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). SALVADOR (op. cit.) describió una buena sección en el centro del sinclinal de Tinajitas, al sur de Puerto La Cruz, estado Anzoátegui. Extensión geográfica: La formación aflora a lo largo del frente de montañas, en el norte de los estados Anzoátegui y Monagas, encontrándose en el subsuelo en pozos perforados en el área. Hacia el norte, la unidad desaparece por erosión; al sur, pasa transicionalmente a las areniscas de la Formación Merecure. 79 Descripción litológica: En la descripción original, HEDBERG (op. cit.) menciona, como litología predominante, lutitas marinas gris oscuro con capas delgadas de areniscas glauconíticas amarillentas a rojizas, asociadas con moluscos. Además, capas ocasionales de areniscas cuarcíticas duras, gris claro a blanco, de 1 a 10 m de espesor, con fracturas perpendiculares a la estratificación. Se encuentran también algunas calizas duras y delgadas. SALVADOR (op. cit.), en el área de Tinajitas, describe lutitas calcáreas grisverdoso, limolitas verdosas y glauconíticas con foraminíferos y areniscas de grano fino, duras, grises y arcillosas. LAMB (1964) menciona limolitas gris muy fosilíferas y lutitas gris oscuro, en la sección del río Aragua. Espesor: En la sección tipo, la Formación Areo tiene más de 305 m de espesor (HEDBERG, op. cit.). RENZ (1957) señala de 254 a 1200 m; LAMB (op. cit.) da 376 m. en el río Aragua. Finalmente, SALVADOR (op. cit.) indica "al menos 217 m" en el sinclinal de Tinajitas. Relaciones de campo: La Formación Areo yace concordantemente sobre la Formación Los Jabillos. Hacia el tope, esta en contacto concordante y diacrónico con la Formación Naricual. Al este del área tipo, la formación yace concordantemente con ligera discordancia, bajo la Formación Carapita. Fósiles: HEDBERG (op. cit.) mencionó raros ejemplares de Discocyclina y Lepidociclina, pero luego se ha comprobado que eran redepositados. LAMB (1964) encontró Globigerina ampliapertura, G. ciperoensis ciperoensis, G. v c.angulisuturalis y Globorotalia opima opima. Edad: De acuerdo con el contenido fosilífero (LAMB, op. cit.), la porción inferior de la Formación Areo esta en la zona de Globorotalia opima opima y la superior en la zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis correspondientes al Oligoceno medio. Correlación: La Formación Areo, en virtud de su posición entre las formaciones Naricual y Los Jabillos, correlaciona con ambas unidades, al acuñarse hacia el sur. Hacia el oeste, correlaciona con la parte superior de la Formación Roblecito, Guárico, y al este, con la Formación Cipero, de Trinidad. Según CHIOCK (op. cit.), la unidad correlaciona en el subsuelo, con la porción basal (Zona F) de la Formación Carapita. INVALIDO AREO, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Monagas. Este nombre fue introducido por HEDBERG (1950-a) para designar lutitas expuestas en el río Areo; en la misma publicación empleo también el nombre de Formación Areo. Véase: AREO, FORMACION. 80 INVÁLIDO ARIMPIA, FORMACION O GRUPO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. El término Formación Arimpia fue introducido por GARNER (1926) para designar capas miocenas expuestas en el pie de montañas de Perijá. HEDBERG y SASS (1937-a, b) emplearon el término Formación Arimpia-El Rodeo, para designar aproximadamente, la misma unidad. SUITON (1946) Y LIDDLE (1946), elevaron su rango al de grupo, que incluiría las formaciones La Villa y Los Ranchos. MILLER (1956), defendió este criterio, en base a que ambas unidades pierden sus identidades respectivas al norte de la región tipo. Sin embargo, el nombre ha caído en desuso y no figuro en los cuadros de correlación de RENZ (1961-a) y el Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963); en este último, la dificultad se resolvió mediante un contacto diacrónico. Véase: LOS RANCHOS, FORMACION. VALIDO AROA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Estado Yaracuy. Referencias: El término Formación Aroa fue introducido por BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1966) para designar una espesa secuencia de rocas metamórficas, expuesta en la serranía de Aroa, estado Yaracuy, en el distrito minero de Aroa, con la cual se asocia la mena de piritas cupríferas. Posteriormente, en 1968, los mismos autores describen la unidad en detalle, indicando secciones de referencia y su extensión geográfica. LOPEZ et al. (1944) publican el primer informe geológico-económico sobre el distrito minero. Desde el siglo XVII hasta mediados del XIX, las minas de Aroa o de Cocorote fueron de gran importancia en Venezuela. En 1947 fueron decretadas como Parque Nacional. Localidad tipo: La formación toma su nombre del distrito minero de Aroa situado en la falda norte de la serranía del mismo nombre, en el estado Yaracuy. Hay buenas secciones de referencia en las quebradas Las Minas, Cumeragua y Carampampa y el río Tupe del distrito minero, en los ríos Nirgua, Tirgua y Tucuragua y en la serranía de NirguaTucuragua. (Hoja Nº 6447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Serranías de Aroa y de Nirgua-Tucuragua, estados Lara, Yaracuy y Cojedes. 81 Descripción litológica: La formación consiste de una secuencia de esquistos calcáreos grafitosos, filitas grafitosas, esquistos cuarzo-micáceo-grafitosos, calizas laminadas, calizas macizas y varios horizontes de esquistos verdes. Estos últimos exhiben una mineralogía de zoisita, clinozoisita, epidoto, feldespato, actinolita, clorita, calcita y cuarzo. Estas rocas de color verde pálido y verde oliva se utilizan como capa guía tanto en la superficie, como en minería por su fácil reconocimiento y contraste con la secuencia calcáreo grafitosa, abundan hacia la parte media de la unidad, donde alcanzan 50 m de espesor. Al sur de Yaritagua, BUSHMAN (1959) se refirió a estos esquistos con el nombre de "Esquistos Verdes de Agua Viva", hoy incluidos dentro de la formación. Las rocas verdes posiblemente representan rocas básicas metamorfizadas, especialmente tobas y lavas (BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1969). Los esquistos calcáreo-grafitosos, micáceografitosos y filitas grafitosas constituyen alrededor del 60% de la unidad y consisten de calcita, grafito, sericita, cuarzo, feldespato, zoisita, pirita y clorita. Las calizas laminadas generalmente se interestratifican con los esquistos calcáreo-grafitosos. Las calizas macizas alcanzan espesores individuales de hasta 20m de espesor, generalmente son grafitosas, piríticas y lenticulares. La mineralogía estudiada en los depósitos del distrito de Aroa es la típica asociación de los cuerpos de sulfuros estratiformes. BELLIZZIA et al. (1978) presentan una tabla que muestra las características mineralógicas de estos depósitos asociados con secuencias volcánicas y pelíticas. El metamorfismo que afecto a la Formación Aroa corresponde a la subfacies de cuarzo-albita-muscovita-clorita de la facies de los esquistos verdes del metamorfismo regional (BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1968). Espesor: Según BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1969) es muy difícil determinar el espesor de la unidad por su intenso cizallamiento, plegamiento isoclinal y replegamiento; pero estiman un espesor mínimo de 1200 m. MACLAREN (en BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1969) estima 600 m de espesor de rocas metamórficas. LOPEZ et al., (1944) dan un espesor estimado de 750 m. Relaciones de campo: La unidad es concordante y transicional sobre la Formación Nirgua y por debajo de la Formación Mamey. Fósiles: No se han encontrado fósiles in situ. Sin embargo, se identificaron Calpionellas o Tintínidos bien preservados en bloques de calizas cristalinas de grano fino, embebidos en un conglomerado de penas y peñones, en la base de la Formación Casupal del OligoMioceno, (BERMUDEZ y RODRIGUEZ, 1962), en el macizo de Salsipuedes, estas calizas se asemejan a las calizas cristalinas de la Formación Aroa, expuestas al oeste de esta localidad en el macizo de Yumarito. Edad: Los fósiles descritos por BERMUDEZ y RODRIGUEZ (1962) señalan una edad Titoniense-Valanginiense, ubicando a la Formación Aroa en el Jurásico tardío-Cretácico temprano. En LEV (1970) la formación se asigna al Cretácico temprano, por su posición infrayacente a la Formación Mamey del Cretácico (Aptiense-Albiense). 82 Correlación: Según BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968), la Formación Aroa presenta gran semejanza litológica con la Formación Las Mercedes del Grupo Caracas, de la cual se diferencia por su contenido de rocas verdes. Importancia económica: El yacimiento de pirita cuprífera más importante de los depósitos conocidos es Aroa Principal, con dos zonas mineralizadas, la principal de las cuales tiene unos 945 m de longitud reconocida, 82 m de anchura máxima y 36 m de espesor máximo. La mineralogía del yacimiento es simple: pirita y cantidades menores de calcopirita, esfalerita, galena con bornita y covelina como accesorios. La zona mineralizada en Titiara tiene unos 200 m de longitud y un espesor variable entre pocos y 3 m en su parte más ancha (BELLIZZIA y RODRIGUEZ, op. cit.). Los lentes de pirita cuprífera han sido explotados desde 1605 en el distrito minero de Aroa (URBANI, 1992) Y hasta 1964 habían producido aproximadamente 1500000 toneladas métricas, con tenores de Cu progresivamente más bajos desde 12% a 2,5%. INVALIDO ARQUEANO, COMPLEJO PRECÁMBRICO Estado Bolívar. ZULOAGA (1934) describió el Complejo Arqueano como formados totalmente por "esquistos y gneises desgastados a una superficie plana". En el LEV (1956) se menciono el término en el artículo sobre el Precámbrico en Venezuela. El nombre ha sido sustituido por unidades mejor definidas. INVALIDO ARRAYANES, FORMACION, GRUPO MESOZOICO (Cretácico) Estado Guarico. El nombre Arrayanes aparece publicado por primera vez, sin definición, aunque con rango aparente de formación, en el cuadro de correlación de MENCHER et al., (1950); los mismos autores (1951, 1953) describen posteriormente la unidad como una secuencia de sedimentos clásticos intercalados con flujos, tobas y aglomerados. En la última de estas referencias se la denomina Grupo Arrayanes, sin mencionarse sus formaciones componentes. RENZ (1955) divide el grupo en una parte superior, que designa Formación Escorzonera, y una parte inferior, que nombra Formación Garrapata, sin describirla. KONIGSMARK (1958) también reconoce al Grupo Arrayanes, en el cual incluye las rocas sedimentario-volcánicas de la Formación Garrapata (que describió en detalle), y una unidad puramente sedimentaria, que llamo Formación Piedras Azules. SHAGAM (1960) utiliza el nombre de Formación Arrayanes, sinónimamente con la Formación Garrapata de RENZ y 83 KONIGSMARK, Y señala que se desconocen sus relaciones con la Formación Escorzonera. En resumen, el "Grupo Arrayanes" es una unidad equivoca y la "Formación Arrayanes" es ambigua; esta ha sido reemplazada por la Formación Garrapata claramente definida. Por lo tanto, el nombre "Arrayanes" ha desaparecido de la terminología estratigráfica de Venezuela norte-central. Véase: GARRAPATA, FORMACION. INVALIDO "ARRIMPIA"- EL RODEO, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. HEDBERG y SASS (1937) mencionaron "los acantilados prominentes de la arenisca Arrimpia-EI Rodeo" en el distrito Perijá, estado Zulia. Aparentemente el término es versión errónea del nombre Arimpia, actualmente en desuso. VALIDO ASTEROCYCLINA ASTERISCA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Anzoátegui. Esta zona de foraminíferos bentónicos es una de las establecidas por RENZ (1962) en la sección tipo del río Querecual, cuyas características aparecen en un cuadro sin descripción textual. Corresponde a las capas orbitoidales del Miembro Tinajitas, del Eoceno tardío. La especie titular abunda localmente, asociada con especies de Lepidocyclina, Helicolepidina y Operculinoides. Aunque la especie se menciona en varias calizas arrecifales del Eoceno tardío en Venezuela, no ha sido utilizada como índice zonal por otros autores. VALIDO ATABAPO, GRANITO DE PRECAMBRICO Estado Amazonas. Referencias: MENDOZA et al (1977) designan originalmente con este nombre a una roca granítica aflora en el pueblo de San Femando de Atabapo, estado Amazonas. RIVAS (1985) la describe en los ríos Atabapo, Orinoco y en los caños Cupaven y Magua y la incluye dentro del Complejo de Casiquiare. 84 Localidad tipo: MENDOZA et al. (1977), señala que la unidad aflora en el pueblo de San Femando de Atabapo, estado Amazonas. Extensión geográfica: Aflora en el área de San Femando de Atabapo, en los ríos Atabapo y Orinoco y en los caños Cupaven y Magua. Según MENDOZA et al. (op. cit.) puede alcanzar un área de afloramiento cercana a los 400 km2. Descripción litológica: Granito de color gris claro, grano grueso, débilmente foliado. Esta cortada por numerosos diques de aplita, paralelos entre si, con espesores que varían entre pocos centímetros y 2 metros y situados a corta distancia unos de otros. El granito es de textura hipidiomórfica granular, grano grueso, inequigranular, con evidencias de cataclasis y recristalización. Es rico en cuarzo (20-30%), ortosa (25-35%), oligoclasa (20-30%) y contiene poca biotita (5-10%), además de pequeñas cantidades de clorita, muscovita y epidoto y granos comunes de cuarzo azulado. Relaciones de campo: MENDOZA et al (op. cit.) mencionan la presencia de un contacto de falla de la unidad con el Granito de Parguaza en las cercanías de Castillete, en el río Orinoco. No se ha observado su contacto con otras unidades más antiguas ni con otras del Complejo Casiquiare. Edad: Se ha definido una edad isotópica de 2000 Ma para la unidad, por el método Rb/Sr en roca total (GAUDETTE et al, 1977). Correlación: No se ha establecido. Petrogénesis: Tiene un contenido relativamente alto en K2O, CO2O y Sr y moderadamente bajo en TiO2, Na2O, K/Rb, Rb/Sr. Los diagramas AFM y FeO/MgO-SiO2 señalan su carácter calco-alcalino. Importancia económica: Las rocas asociadas a esta unidad son fuentes probables para estaño, tantalita-columbita, niobio, molibdeno, titanita y zirconio. INFORMAL AVENTINO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno?) Estado Mérida. KEHRER (1956) introduce este nombre, sin descripción formal, para designar capas de probable edad oligocena, expuestas en Mérida septentrional. Según BRONDIJK (1967-b), las capas de Aventino constituyen una secuencia de lutitas y areniscas con vetas de carbón, expuestas cerca de Monte Aventino, a poca distancia al norte del macizo de Avispa, y equivalen litológicamente a la Formación Carbonera. El término se considera como informal por su definición inadecuada. 85 INFORMAL AVILA, COMPLEJO PRE-MESOZOICO Distrito Federal. Las rocas atribuidas actualmente a esta unidad, son las que afloran en el macizo de El Ávila, por consiguiente han sido mencionadas o estudiadas en mayor o menor detalle por numerosos autores, desde que A. De Humboldt y A. Bompland ascienden la Silla de Caracas en 1800. Los estudios modernos se inician con los trabajos de AGUERREVERE y ZULOAGA (1937), donde la cartografía del macizo de El Ávila esta representada por dos unidades: por una parte el Augengneiss de Peña de Mora con una simbología propia, y otra diferente para las rocas circundantes (hoy Esquisto de San Julián. DENGO (1951); WEHRMANN (1972). URBANI Y OSTOS (1989) en su revisión de la cartografía geológica del macizo montañoso costero, al norte de los valles de Valencia-Maracay, Caracas y Guatire, revelan tres asociaciones de rocas distribuidas en igual número de fajas: Una faja septentrional o costera con rocas de las fases Nirgua, Tacagua y Antímano del Complejo La Costa; una faja central compuesta por rocas metaígneas, gneises y esquistos, que se agrupan bajo el nombre de Complejo Ávila; finalmente una faja meridional compuesta por metasedimentos mesozoicos del Grupo Caracas. Posteriormente, URBANI et al. (1988, 1989-a, 1989-b, 1989-c) extienden la cartografía de este complejo hasta el estado Carabobo, al oeste y hasta Cabo Codera, al este. Esta zona había sido mapeada y descrita por DENGO (1951, 1953) y WEHRMANN (1972) como Formación Peña de Mora y parte de la Formación Las Brisas. Con base a las características litológicas y posibles edades, URBANI y OSTOS (1989) sugieren una correlación con el Complejo de Yaritagua y con parte de las rocas cartografiadas como Formación Las Brisas en el estado Yaracuy. La localidad tipo se encuentra en la quebrada San Julián, al sur de Caraballeda, en el macizo de El Ávila localizado al norte de Caracas, donde existen buenos afloramientos tanto del Esquisto de San Julián, como del Augengneiss de Peña de Mora. Las litologías más resaltantes de este complejo son los gneises graníticos (Augengneiss de Peña de Mora), los cuales están rodeados de esquistos (Esquisto de San Julián). La distinción en el campo entre Peña de Mora y San Julián es usualmente fácil, pero en algunas ocasiones las litologías típicas de ambas unidades se intercalan con espesores variables desde pocos centímetros hasta de varios metros, haciendo difícil la cartografía, como se observo en el río Aguas Calientes (aguas arriba del Pozo del Cura) al sur del pueblo de Caruao, Distrito Federal. Las rocas están metamorfizadas en la facies de los esquistos verdes, zona de la biotita y el almandino, pero hay algunas evidencias de una fase metamórfico de mayor grado. Los contactos del Complejo Ávila con las rocas del Complejo La Costa al norte, son de falla, tanto de ángulo alto como de corrimientos, mientras que en el flanco sur: usualmente están en contacto de falla (de ángulo alto) con las rocas del Grupo Caracas. Edades obtenidas por isócronas de roca total Rb/Sr, indican una edad PrecámbricoPaleozoico, a saber: Augengneiss de la localidad de Peña de Mora y Chichiriviche con 86 1560±83 Ma (OSTOS et al., 1988), gneises y esquistos de la quebrada San Julián con 220±20 y 270 Ma respectivamente (KOVACH et al., 1979, reinterpretado por URBANI, 1982), Gneis de Cabriales al norte de Valencia con 264±4 Ma (URBANI, 1989), y Granito de Guaremal en la autopista Valencia-El Palito con 403±6 Ma (URBANI, 1983, 1987). Es parcialmente sinónima con Formación Peña de Mora. INFORMAL AZA, FORMACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. MARTIN (1972) introduce este término para designar un conjunto de rocas volcanoclásticas y turbidíticas que ocupan la parte superior de su Grupo Caroní. No ha sido seleccionada ni sección ni localidad tipo para la unidad. MARTIN (1979) indica una amplia distribución de la unidad en la región al oeste del río Caroní. MENENDEZ (1994) la reconoce como parte de la secuencia supracortical en el cinturón de rocas verdes del Caroní, en la Provincia Geológica de Pastora y la correlaciona con la parte superior de la Formación Yuruari. Véanse: CARONÍ, GRUPO y YURUARI, FORMACION. INFORMAL AZUL, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. Este es uno de los siete miembros de la Formación Oficina, descritos por FUNKHOUSER et al., (1948) en los campos petrolíferos de Anaco, estado Anzoátegui. Véanse: AMARILLO, MIEMBRO y OFICINA, FORMACION. 87 B INFORMAL "B" (o "B-X"), FORMACION, INTERVALO, MIEMBROS, UNIDADES (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Al descubrirse la presencia de las arenas petrolíferas múltiples de la Formación Misoa en la región del lago de Maracaibo, surgió la necesidad de una nomenclatura uniforme, para explotar ordenadamente estos nuevos yacimientos. A partir de 1950, la Creole Petroleum Corporation desarrollo una nomenclatura codificada, basada principalmente en las características eléctricas para diferentes intervalos de arenas, según la cual, el intervalo productor se dividía en una formación superior y una inferior, designadas "B" y "C", respectivamente. La Formación "B" fue dividida en miembros o unidades de correlación, numeradas B-1-X a B-9-X en secuencia descendente; asimismo, la Formación "C" fue dividida en las unidades C-1-X hasta C-7-X. Posteriormente, descarto el sufijo "X" en esta terminología. Otras empresas adoptaron gradualmente el esquema descrito, empleado generalmente en la actualidad. Esta nomenclatura codificada, apareció publicada originalmente, sin descripción, en un registro eléctrico compuesto de los campos costaneros del distrito Bolívar (YOUNG et al., 1956). Posteriormente, BORGER y LENERT (1959) presentaron un diagrama casi idéntico, e incluyeron algunos comentarios breves. NATERA (1961) describió detalladamente las unidades B-1-X a B-6-X, y YOUNG (1961), suministro una reseña más detallada del desarrollo y aplicación del esquema, y señalo que las arenas persistentes de los niveles B-6, C-2 y C-4, constituyen los elementos de correlación más fidedignos. Hasta 1966 se acepto convencionalmente la equivalencia de las unidades "B" con la Formación Misoa y de las unidades "C" con la Formación Trujillo. En ese año, un comité de la AVGMP reviso la correlación y nomenclatura de los sedimentos paleocenos-eocenos, de la cuenca de Maracaibo, y concluyo que en los campos petrolíferos del lago, solo se presenta normalmente una unidad litoestratigráfica: la Formación Misoa, suprayacente a las formaciones Guasare-Marcelina, e infrayacente a la Formación Paují. La Formación Trujillo, predominantemente lutítica, constituye una cuña que se adelgaza hacia el suroeste y solo infrayace a la Formación Misoa en los pozos del extremo norte del lago de Maracaibo, y en la región al este del mismo. Esta importante revisión del concepto previo, se destaca en las monografías de BRONDIJK (1967-a), y WALTON (1967), voceros del mencionado comité. Véase: MISOA, FORMACION y "C" (o "C-X") MIEMBROS. INVALIDO BACHACAL, ARENAS DE, CAPAS DE, FORMACION 88 CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. Este término fue publicado originalmente por SENN (1935) como "Bachacal Sande", para designar una unidad en la parte superior de la Formación Socorro, con extensión geográfica limitada a las montañas de Agua Linda, Riecito, y Cerro Misión; el autor no la describió en detalle. Posteriormente, el mismo autor (1940) empleo el nombre Formación Bachacal, que correlaciono con la parte inferior de las zonas A-1a, A2, y A3 del Grupo Agua Salada. LIDDLE (1946) menciono las "capas de Bachacal" como miembro suprayacente a las arcillas A-2 del Grupo Agua Salada, sin describirlas. Según RENZ (1948) la Formación Bachacal es sinónimo de las "capas de Casupal" de LIDDLE (1946), término que eliminaron por razones de prioridad. WHEELER (1960, 1963) considero que Casupal es probable correlativa de la Formación Bachacal, y a falta de descripciones más detalladas de esta, propuso provisionalmente el nombre de Formación Casupal. Según MENDEZ (1966), la Formación Casupal es un nombre bien establecido, y describió la unidad con este nombre en Falcón suroriental, invalidando así el término de Formación Bachacal. Véase: CASUPAL, FORMACION. INVALIDO BACHAQUERO, ARENA, ARENA PRINCIPAL DE, ARCILLA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Estos términos fueron publicados por SUTTON (1946) Y SZENK (1959) para designar subdivisiones menores de la Formación Lagunillas en la cuenca del lago de Maracaibo, estado Zulia. Véanse: BACHAQUERO, MIEMBRO y LAGUNILLAS, FORMACION. VALIDO BACHAQUERO, MIEMBRO (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Según SUTTON (1946), las capas petrolíferas en la parte superior de la Formación Lagunillas, fueron designadas Arenas de Bachaquero. Posteriormente esta unidad, importante productora de petróleo en los campos de la costa oriental del lago de Maracaibo, fue elevada a categoría de miembro (YOUNG et al., 1956; BORGER Y LENERT 1959; SZENK, 1959). Véase: LAGUNILLAS, FORMACION. 89 INVALIDO BAJO GRANDE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre fue introducido por MILLER y SANJUAN (1963), para designar una subdivisión de la sección eocena en el subsuelo del distrito Urdaneta, estado Zulia. Posteriormente la unidad se ha considerado como miembro de la Formación Misoa. Véanse: BAJO GRANDE, MIEMBRO y MISOA, FORMACION. INFORMAL BAJO GRANDE, MIEMBRO (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia MILLER Y SANJUAN (1963) introducen el término Formación Bajo Grande, junto con el de Formación Palmas, para designar subdivisiones del Eoceno en la costa oeste del lago de Maracaibo. Según dichos autores, Bajo Grande es una unidad predominantemente formada por lutitas color gris y carbonosas, con areniscas y limolitas subordinadas; su localidad tipo es el pozo Zulia 1L-1. De acuerdo con las secciones de correlación equivaldría aproximadamente a las Arenas B-7 a C-3 de la nomenclatura informal de la Formación Misoa en el subsuelo del lago. RADER (1964) objeta la designación del término. BRONDIJK (1967) y WALTON (1967), establecen la unidad como miembro informal, con carácter local, de la Formación Misoa, lo cual ha sido validado en el LEV (1970). Véase: MISOA, FORMACION. INVALIDO BARBACOAS, CALIZA DE, LUTITA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. SIEVERS (1888, 1896) utilizó estos nombres para designar capas con amonites expuestas cerca de Barbacoas en el estado Lara. MAYNC. (1956) atribuyó las capas a la Formación Capacho, y autores posteriores, especialmente RENZ (1959), las incluyeron en la Formación La Luna. El término se considera inválido por su total desuso. 90 VALIDO BARCO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Departamento Norte de Santander, Colombia. Referencias: El término Formación Barco fue originalmente definido y publicado por NOTESTEIN et al. (1944), para designar la unidad intermedia del Grupo Orocué, en la concesión Barco, frontera colombo-venezolana. SUTTON (1946) extiende el uso del nombre a los distritos Colón y Perijá del estado Zulia, para reemplazar los términos Tercer Horizonte de Carbón y Arenas de Tabla de LIDDLE (1928). SCHAUB (1948) Y la CARIBBEAN PETROLEUM CO. (1948), usan el termino Formación Tercer Carbón, reconociendo su equivalencia con las formaciones Barco y Los Cuervos. TRUMP y SALVADOR (1964) identifican la unidad en Mérida y Táchira, como parte del Grupo Angostura. BRONDJIK (1967) confirma el uso del término en el suroeste de la cuenca de Maracaibo, aunque señala las dificultades para reconocer la formación en áreas del Zulia y Táchira. FIERRO y USECHE (1985) describen la formación en la región de Nula, estado Táchira. BAR y PEÑA (1985) la describen, usando el nombre erróneo de Los Barcos en partes del texto, en la región de Santo Domingo, Táchira. KISER (1989), la describe para la cuenca Apure-Llanos, también en el sector sur del Táchira. BOESI et al. (1989) la describen brevemente en el flanco norandino, en el sector Lobatera-El Vigía, estados Táchira y Mérida. Localidad tipo: Sierra Barco Este, en el flanco oriental del anticlinal de Petrolea, en la concesión Barco, departamento Norte de Santander, Colombia. NOTESTEIN et al. (op. cit) seleccionan la sección medida en la serranía, 3 km al sur de la estación de triangulación Barco en Venezuela. Extensión geográfica: En Venezuela, la formación ha sido reconocida en el suroeste del Zulia y en los estados Táchira y Mérida. Descripción litológica: La Formación Barco esta compuesta por areniscas, lutitas y limolitas intercaladas. Las areniscas son generalmente de color gris, arcillosas, de grano muy fino a medio, bien escogidas y con estratificación cruzada o laminada, localmente contienen mica y laminaciones de lutita. El nombre de areniscas chispeantes que se les da frecuentemente, se debe a crecimientos secundarios de cuarzo cristalino que brillan al sol. Las lutitas y arcilitas que forman de la tercera parte a la mitad del espesor total de la sección, son gris a gris oscuro, parcialmente limosas, micáceas y carbonáceas, con esferulitas diminutas de siderita. Son frecuentes masas lenticulares y nódulos de ferrolita arcillosa. En la parte superior de la formación, se presentan capas delgadas de carbón. FIERRO y USECHE (op. cit.) al describir la unidad en la región de El Nula, indican areniscas color gris de grano fino, micáceas y localmente carbonáceas, limolitas y lutitas gris a gris oscuro, micáceas y con nódulos sideríticos. Hacia el tope, se presentan estratos delgados de carbón. La litología de la Formación Barco representa un ambiente deltáico bajo en su parte inferior, a deltáico alto en la parte superior (BOESI et al., op. cit.; KISER, op. cit.). 91 Espesor: En la concesión Barco, el espesor de la formación varia de 150 a 278 m, con un promedio de 194 m. (NOTESTEIN et al., op. cit.) TRUMP y SALVADOR (op. cit) mencionan espesores de 82 a 165 m en el suroeste del Táchira. FIERRO y USECHE (op. cit) reportan un espesor de 150 m en la región de El Nula, y 200 a 300 m cerca de San Cristóbal. Relaciones de campo: La Formación Barco yace concordantemente sobre la Formación Catatumbo, definiéndose el contacto en el paso de las lutitas oscuras de Catatumbo, a las primeras areniscas gris claro de Barco. En el tope, pasa transicionalmente a la Formación Los Cuervos, en el contacto entre la arenisca superior a las capas de carbón de esta formación. En la región de El Nula, la formación yace sobre la Formación Colon por desaparición local de la Formación Catatumbo (FIERRO y USECHE, op. cit.) y pasa concordantemente, en el tope, a la Formación Los Cuervos. Fósiles: La Formación Barco es poco fosilífera, con excepción de algunos foraminíferos arenáceos no diagnósticos. KUYL et al. (1955) mencionan un contenido de polen, pero sin describirlo. BOESI et al. (1989) incluyen a la formación en la Zona Palinológica VII 14/16, caracterizada por Spinozonocolpites baculatis, Gemmastephanocolpites gemmatus y Foreotricolpites perforatus. Edad: Aunque NOTESTEIN et al. (op. cit.) asignaron tentativamente la edad de la formación al Eoceno temprano, los resultados de la datación Palinológica (KUYL et al., 1955, BOESI et al., 1989) indican definitivamente una edad Paleoceno. Correlación: La Formación Barco correlaciona cronológicamente con la Formación Guasare (KUYL et al., op. cit.). A larga distancia se correlaciona con las formaciones Ranchería y Valle Hondo, en el extremo noreste de Los Andes. Importancia económica: La Formación Barco es importante productora de petróleo en el campo Tarra, al suroeste de Zulia y en la concesión Barco, Colombia. Sinonimia: Los términos Tercer Carbón y Areniscas de Tabla (LIDDLE, op. cit), son sinónimos inválidos de la Formación Barco. Véase: OROCUE, GRUPO. INVALIDO BARINAS, "OUTWASH APRON" CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Barinas. Este nombre, sinónimo del término originalmente llamado "Guanapa Outwash Apron" por ARGABRITE (1924, fide LIDDLE, 1946) fue introducido por LIDDLE (1928) para 92 describir la unidad posteriormente denominada Formación Guanapa por MACKENZIE (1937-a, b). Los nombres de "Barinas Outwash Apron" y "Guanapa Outwash Apron" son inválidos, de acuerdo con el Código de Nomenclatura Estratigráfica y por su prolongado desuso. Véase: GUANAPA, FORMACION. VALIDO BARIRO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: MOLINA y PITTELLI (1988) usan este nombre formacional para distinguir la unidad intermedia del Grupo La Puerta. Estos autores describen la litología distintiva, espesores, contenido fósil; edad, y establecen el estratotipo y sección de referencia. Localidad tipo: Ubicada a lo largo de la carretera que une el poblado de Bariro con la entrada al campo Tiguaje, 20 km al suroeste de Dabajuro. (Roja No. 6048, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Se estableció una sección de referencia ubicada a lo largo de la carretera que une el pueblo de Mene de Mauroa y el embalse del río Matícora. Extensión geográfica: La Formación Bariro fue reconocida en la superficie en Mene de Mauroa, Media, Hombre Pintado, Bariro y Tiguaje. Adicionalmente, esta unidad ha sido identificada en los pozos al oeste de la falla de Capatárida y el poblado de Dabajuro hasta el campo de Mene de Mauroa. Descripción litológica: La formación esta constituida por una alternancia de areniscas poco consolidadas, limolitas arcillosas ferruginosas y, en menor proporción, lutitas muy limosas y ocasionalmente algunos niveles delgados de carbón, llegando hasta formar laminas. Las areniscas son de color gris parduzco, de grano medio a fino, a veces conglomeráticas y con lentes conglomeráticos; la matriz es arcillosa con clastos y lentes de lutita, que generalmente constituyen el núcleo de concreciones ferruginosas. El espesor máximo de los paquetes de areniscas es de 60 m, con espesores individuales que varían desde láminas hasta 4 m. Es frecuente la estratificación cruzada, estratificación convoluta y los contactos erosivos hacia el tope. En el área de Mene de Mauroa, algunas areniscas presentan horadaciones verticales en la base, donde son de grano más fino y se encuentran en contacto erosivo con lutitas carbonosas. En el área de Bariro, hacia la base de la unidad, se observo una secuencia de conglomerados heterolíticos, de matriz arenosa de grano medio, con cantos redondeados de hasta 5 cm de diámetro; asimismo se observaron zonas arenosas de grano muy grueso, muy locales. Las lutitas son grises, a veces marrones cuando son carbonosas y contienen restos e impresiones de plantas: Son comunes los niveles de caolinita, con espesores variables que van desde láminas hasta 20 cm. MOLINA y PITELLI (1988) interpretan un ambiente 93 francamente fluvial, con desarrollo de canales de meandro y canales de río entrelazados. La Formación Bariro pasa gradualmente a ambientes próximo-costeros y costeros hacia el noroeste, en las cercanías de la falla de Capatárida. Espesor: En el bloque de Dabajuro presenta un espesor promedio de 456 m (pozos Zamuro-1X, DGE-1X, El Callao-1X, AMF-1X, QMD-1X y QMC-1X). El espesor aumenta progresivamente desde la falla de Capatárida hacia el oeste, alcanzando un espesor de 820 m en el pozo QMC-1X. Al sur de la falla de Oca, el espesor promedio es de 89 m (pozos Altosano-1X, Altosano-2X, La Guinea-IX y EM-285). El espesor medido en la superficie, en el área de Bariro- Tiguaje fue de 260 m. En el área de Mene de Mauroa-embalse de Matícora, el espesor medido fue de 290 m. Al oeste y sur de Mene de Mauroa, la Formación Bariro desaparece progresivamente por acuñamiento. Relaciones de campo: El contacto inferior fue definido en el tope de la última capa de carbón de espesor considerable (aproximadamente 1 m), perteneciente a la Formación Quisiro; este contacto no se observa en superficie. El contacto superior esta definido en el tope del ultimo paquete de areniscas de espesor considerable (aproximadamente 1 m) debajo del primer paquete lutítico de espesor también considerable (aproximadamente 30 m) perteneciente a la Formación Tiguaje. Ambos contactos son concordantes con las unidades supra e infrayacentes. Fósiles: La Formación Bariro contiene una asociación floral formada por Verrucatosporites spp., Laevigatosporites vulgaris, Echitricolporites spinosus y Grimsdalea magnaclavata (MULLER et al., 1985). Edad: MULLER et al. (1985) le asignan una edad Mioceno tardío a Plioceno temprano, Zona de Echitricolporites mcneillyi, con base a los palinomorfos. Correlación: La Formación Bariro se correlaciona, en parte, con la Formación Urumaco. Importancia económica: Las areniscas de la Formación Bariro son productoras de petróleo liviano en los campos de Hombre Pintado, Media y Mene de Mauroa. INVALIDO BARQUETA MIEMBRO (Formación Mostrencos) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. HEDBERG y SASS (1937-a, b) describieron la Formación Mostrencos y la dividieron en los miembros Barqueta y Taparito. Tanto la unidad como sus miembros han sido sustituidos posteriormente. Véase: MISOA, FORMACION. 94 VALIDO BARQUISIMETO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Maestrichtiense) Estados Lara y Portuguesa. Referencias: BUSHMAN (1959), usa nombre de Formación Barquisimeto para designar rocas de la secuencia cretácica que aflora en la región de Barquisimeto, estado Lara. El autor hizo poca referencia al estudio de la región adyacente realizado por VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) y utiliza nombres diferentes para las rocas de la secuencia cretácica. Posteriormente, BUSHMAN (1965) en la parte no metamorfizada de la secuencia del Cretácico tardío (Cenomaniense-Campaniense), describe una unidad inferior de capas argiláceas con ftanitas y calizas, Formación Barquisimeto y una secuencia suprayacente, predominantemente lutítica: Formación Barure y observa que la primera se asemeja en muchos aspectos a la secuencia Capacho-La Luna de Lara occidental. Según CORONEL y RENZ (1960) las formaciones Barquisimeto y Barure de BUSHMAN representan una acumulación heterogénea de masas alóctonas cretácicas embebidas en un "wildflysch" del Terciario temprano. En ella reconocen equivalentes de las formaciones Querecual y Mucaria, tal como se reconocen más al oeste. El problema del autoctonismo versus aloctonismo fue debatido en monografías posteriores. En su análisis del problema BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967) señalan que de acuerdo con el criterio aceptado actualmente, la teoría del desplome y deslizamiento de bloques cretácicos a una cuenca del Terciario temprano explica gran parte de las relaciones estratigráficas que se observan en Lara. De esta manera, el término Formación Barquisimeto se aplica para designar una masa heterogénea de diversas unidades cretácicas. Más recientemente diferentes autores (CAMPOS et al., 1979; BELLIZZIA 1986; MACSOTAY et al., 1987) estudian detalladamente la unidad, precisando ambiente de depositación, fósiles y edad. Aunque se admite la prioridad del término Formación Cazadero y su equivalencia con Barquisimeto (VON DER OSTEN, 1967), se mantiene este último en la región de Barquisimeto, debido a su empleo mucho más generalizado. Sin embargo, se mantiene la validez del miembro de Cazadero en la región tipo. Localidad tipo: BUSHMAN (1959, 1965) no especifico una sección tipo para la formación, mencionando solo las colinas que circundan a la ciudad de Barquisimeto como buenas secciones de referencia. CORONEL y RENZ (1960) señalan como localidad tipo el cerro Volador al noroeste de la ciudad de Barquisimeto. MACSOTAY et al., (1987) señala como la mejor sección, la expuesta en los cerros al sur de la carretera Lara-Zulia, entre la quebrada La Ruesca y el caserío llamado Mamón. (Hoja Nº 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Esta formación posee amplia distribución en Lara occidental, central y meridional, extendiéndose a la serranía de Portuguesa. 95 Descripción litológica: Lutitas, limolitas, margas compactadas, ftanitas y calizas, de color gris oscuro a negro en estado fresco y tonos muy claros de gris al meteorizar. Las capas de calizas son muy discontinuas, y se destacan más en la parte inferior de la formación. Los porfidoblastos de pumpellyita y el carácter filítico de algunas capas indican un leve metamorfismo. Los miembros de la Formación Cazadero descritos por VON DER OSTEN y ZOZAYA (op. cit) se incluyen en la unidad. Espesor: Las complicaciones estructurales impidieron mediciones precisas. CORONEL y RENZ (1960) mencionaron 1700 m en su sección del cerro Volador. Relaciones de campo: Según BUSHMAN (1959) la unidad es gradacional sobre calizas arenosas de la Formación Carorita, e infrayace gradacionalmente a las capas de peñones de la Formación Morán. Según MACSOTAY et al., (op. cit), Barquisimeto se deposito en hiatus y discordancia leve local, sobre la Formación Bobare y en ausencia de ésta, sobre la Formación Carorita, y se halla cubierta en discordancia angular y erosional por la Formación Matatere. Fósiles: BUSHMAN (1959,1965) CORONEL y RENZ, (1960) BELLIZZIA y RODRIGUEZ, (1968), BELLIZZIA (1986) y MACSOTAY et al., (1987), mencionan conjuntos faunísticos entre los cuales destacan foraminíferos como: Gumbelina globulosa, G. cretácea, Mammnites sp., Globigerina sp., Globotruncana sp., y rudistas. Edad: Analizando el contenido faunístico y sus relaciones de campo, la unidad se considera de edad Cenomaniense- Maestrichtiense. Correlación: La Formación Barquisimeto se correlaciona con unidades autóctonas de la cordillera de La Costa: formaciones Mucaria, Río Chávez (hoy miembro), Agua Blanca, Chuspita y Yacambú (MACSOTAY et al., 1987). VALIDO BARRANQUIN, FORMACION MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. Referencias: 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 Cumana. 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), le dan rango formacional al Miembro Taguarumo, extendiéndolo desde el área de 96 Santa Fe, hasta el río Carinicuao, y la serranía de Guariquen, 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 solo 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 esta en contacto de falla con la Formación El Cantil. No 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 Guariquen. El arrea tipo, según LIDDLE (op. cit.), se halla en el sector norcentral de la serranía, (Hoja Nº 7347, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Barranquín aflora extensamente en toda la serranía del Interior oriental, incluyendo la serranía de Guariquen 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 con base a su litología, aunque se desconocen los espesores (CAMPOS et al., 1985), (DE SISTO, 1977) Descripción litológica: LIDDLE (1928, 1946) define 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 (1954), define y distingue los miembros, de base a tope: Venado. 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 (rítmicas); las calizas son raras y de carácter lenticular. Taguarumo: Miembro superior, es tratado en este léxico como formación aparte (GUILLAUME et al., 1972). En la región de Caripito, YORIS (1985) aplica el término de capas de Río Solo, a una secuencia de capas 97 métricas de calizas micríticas y biomicríticas, intercaladas con areniscas y limolitas, que aflora debajo del Miembro Venados. En la región de El Pilar-Casanay, MACSOTAY et al., (1985) definen dos miembros, que se hallan en relación de falla de corrimiento con la Formación Barranquín (sensu 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 alodápicas, de colores oscuros. A partir de los trabajos de LIDDLE (1928, 1946), HEDBERG y PYRE (1944) y HEDBERG (1950-a), hasta ROSALES (1976), y GONZALEZ 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) opino que la Formación Barranquín s.1. se depositó en aguas marinas poco profundas y en posición et al. (1972) le adjudico 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 Bergantín-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 epicontinentaI. Espesor: LIDDLE (1946) calcula en 1500 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 1808 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, 1420 m y entre el cerro, El Algarrobo y Pico García, 2460 m. VIVAS (1987) midió aproximadamente 500 m en la vía de El Zamuro, cerca de Bergantín, estado Anzoátegui. Relaciones de campo: No se conoce 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. 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. Según ROYO y GOMEZ,(1960) las plantas como Weichselia peruviana 98 Schlagintweit no provienen de la parte inferior de la Formación Barranquín, como suponía LIDDLE (op. cit.), sino de los horizontes altos, 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 GOMEZ (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 (en ROD y MAYNC, 1954). 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; GONZALEZ 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); AptienseAlbiense (VON DER OSTEN, 1957). 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 la que aflora en el surco de Uribante (RENZ, 1960, GARCÍA JARPA et al., 1980). Véanse: CHUPARIPAL, FORMACION. INFORMAL BARRANQUITA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. SUTER, (1937) introduce el nombre de "capas de Barranquita", para describir una unidad de la Formación Punta Gavilán en el área de Cumarebo. Posteriormente, PAYNE (1951), define las formaciones El Veral y Tucupido para reemplazar a la Formación Punta Gavilán en esta región, pasando las capas de Barranquita a formar parte de la Formación Tucupido, como la unidad basal, descansando con ligera discordancia sobre la Formación El Veral. La localidad tipo, designada por SUTER (1937), se encuentra en Punta Barranquita, al este de Puerto Cumarebo. (Hoja Nº 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Este autor describió las capas de Barranquita como arcillas verdosas a gris-azul con intercalaciones de arenas pardas, capas con ostreas y pectenes. El mismo autor menciona que también se encuentran ocasionalmente tierras de diatomeas, entre Tucupido y Puerto Cumarebo. 99 INVÁLIDO BARRIALITO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Guarico Un autor anónimo (1950) empleo este nombre para designar capas expuestas en Guárico centro-occidental, incluidas hoy en la Formación Chaguaramas sin dividir. Véase: CHAGUARAMAS, FORMACION. VALIDO BARRIGON, FORMACION CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno temprano) Estado Sucre. Referencias: VIGNALI (1965) describe calizas, margas y conglomerados marinos que afloran en el extremo occidental de la península de Araya, con el nombre de Formación Barrigón. El término considerado sinónimo de la Formación Cumana por STAINFORTH (1965), se presenta como inválido en LEV (1970). VIGNALI (1972) insiste en la validez de la unidad, con el argumento de que la Formación Cumaná está mal definida. GRAF (1972b) la estudia en la península de Macanao. ASCANIO (1972) y MACSOTAY (1976) publican la lito y bioestratigrafía de la Formación Cumana (s.s) con lo que se dispone de argumentos litológicos para separar ambas unidades (MACSOTAY y MOORE, 1974), con categoría de válidas. Localidad tipo: Curso superior de la quebrada de El Tanque, en el extremo noroccidental del cerro Barrigón, en la parte occidental de la península de Araya. Esta localidad se halla en el distrito Sucre del estado Sucre, (Hoja Nº 7347, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Barrigón, aflora en el extremo occidental de la península de Araya, y la de Macanao (isla de Margarita), así como en la isla de Cubagua (MACSOTAY y MOORE, 1974); también se le atribuyen afloramiento aislados en la costa noroccidental de Paraguaichoa (isla de Margarita). Descripción litológica: En la sección tipo la unidad esta constituida de base a tope, de una caliza arenosa amarilla con abundantes ejemplares de Lyropecten arnoldi (AGUERREVERE), de 2 m de espesor, seguida de una intercalación de margas terrosas, calizas arenosas y limos arenoso-calcáreos de 11 m de espesor. El tope presenta una arena muy fina, sobre la cual descansa un conglomerado marino de cantos de cuarzo metamórfico bastante redondeados, cementados por material calcáreo y restos de conchas, de 15 m de espesor (VIGNALI, 1965). La litología de los clastos y de la matriz, así como los colores blanquecinos, distinguen a la Formación Barrigón de la Formación Cumaná; su alto 100 contenido de carbonatos bioclásticos, la distinguen de las formaciones Caiguire (ASCANIO, 1972) y Chiguana (BALDA, 1960, MACSOTAY y CARABALLO, 1976). La abundancia de arenas y gravas de cuarzo metamórfico, la distinguen de la Formación Cerro Gato (MALONEY y MACSOTAY, 1968). Los afloramientos en la península de Macanao (isla de Margarita) y Cubagua, se caracterizan por sus horizontes de conglomerado tipo pudinga compuesto de clastos de cuarzo, con matriz arenosa y macrofosilífera (MACSOTAY y MOORE, 1974). La Formación Barrigón se depositó en aguas marinas someras, de alta energía y con acumulación rápida de sedimentos (VIGNALI, 1965, MACSOTAY y MOORE 1974), en un ciclo regresivo característico. Los moluscos sugieren ambiente de aguas más frías que las actuales (MACSOTAY, 1965). Espesor: La Formación Barrigón alcanza 28 m de espesor en su sección tipo, más de 40 m en el cerro La Cantera y solo 6 m en el cerro Guamache, de Araya occidental (VIGNALI, 1965, MACSOTAY y MOORE, 1974). GRAF (1972-b) describe 51 m de espesor en la península de Macanao. En la península de Charagato, isla de Cubagua, solo afloran 2 m de espesor por encima del nivel del mar (MACSOTAY y MOORE, 1974). Relaciones de campo: El contacto inferior en Araya occidental, es de aparente concordancia (VIGNALI, 1965, 1975) pero con hiatus paleontológico sobre la Formación Cubagua (BERMUDEZ, 1966); se halla cubierta por caliche reciente. En la península de Macanao, la Formación Barrigón suprayace discordantemente a los esquistos del Grupo Juan Griego (GRAF, 1972-b) y la misma relación se observa en Paraguaichoa (MACSOTAY y MORRE, 1974). En la isla de Cubagua y en Macanao, esta unidad se halla en contacto erosional con las formaciones El Manglillo y Tortuga (Miembro Punta Piedras), de edad Pleistoceno tardío. Fósiles: De los afloramientos de Araya, VIGNALI (1965) y MACSOTAY (1965) reportan una fauna oligomítica de bivalvos: Lyropecten arnoldi (AGUERREVERE), Ostrea vespertina venezuelana Weisbord y Spondylus americanus HERMANN. DE MACANAO, MACSOTAY y MORRE (1974) citan Anadara couvana (Mury) Vasum pufferi Emerson, Phacoides pectinatus (Gmelin) y Lyropecten arnoldi (AGUERREVERE). La microfauna recuperada consiste mayormente en especies bentónicas (BERMUDEZ, 1966). Edad: La edad inicialmente fue considerada como pliocena (BERMUDEZ, 1966, MACSOTAY, 1965). La presencia de Globorotalia truncatulinoides fue motivo de su ascenso al Pleistoceno por STAINFORTH (1969). La presencia conjunta de Lyronecten arnoldi (AGUERREVERE), Turritella maiquetiana y T. aff. Planigyrata Guppy lo asignan al Pleistoceno temprano (MACSOTAY y CAMPOS VILLAROEL, 1977). Correlación: La Formación Barrigón en su área tipo, correlaciona con la Formación Cerro Gato, de la isla La Tortuga, y la Formación Caigüire, del área de Cumaná (MACSOTAY y CAMPOS VILLAROEL, en prensa). Los afloramientos de Macanao parecen correlativos de la Formación Cumana en su área tipo (MACSOTAY y MOORE, 1974). 101 Sinonimia: La Formación Cumaná aflora en Araya occidental (BERMUDEZ, 1966, MACSOTAY, 1965, 1971, HUNTER, 1978-b, etc.). GONZALEZ DE JUANA et al. (1980) se refirió a esta formación, como el Miembro Barrigón de la Formación Cumana. INVALIDO BARURE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. Este término fue introducido por BUSHMAN (1959), para designar una secuencia predominantemente lutítica del Cretácico tardío, con localidad tipo en la quebrada Barure, lado oeste de Loma de León, estado Lara, suprayacente a su Formación Barquisimeto. Estudios posteriores han incorporado a la unidad dentro de esta última. Véase: BARQUISIMETO, FORMACION. INVALIDO BASAMENTO, COMPLEJO DEL PRECAMBRICO Estado Bolívar. LIDDLE (1925, 1946) se refirió a este complejo en la parte nororiental de la Guayana venezolana, como las rocas gnéisicas (granitos gneisoides y gneises) más antiguas del país: "el complejo del basamento infrayace capas de cuarcitas ferruginosas de edad probablemente paleozoica...". Correlacionó a este "complejo de alto metamorfismo" con las rocas graníticas que forman el núcleo de las Guayanas Francesa, Holandesa y Británica, y el Brasil, al sur. LOPEZ et al., (1942) describieron gneises, esquistos micáceos, granitos y rocas cristalinas", sodas porfídicas y metamórficas. En la zona de Santa Elena los pórfidos son rojos, y en la sierra de Pakaraima son grises; según los autores, la Formación Roraima suprayace discordantemente al "Complejo de Basamento". En la actualidad el término se considera mal definido y ha sido reemplazado en la literatura geológica por descripciones de las diversas unidades componentes del basamento en el estado Bolívar. Véanse: IMATACA, COMPLEJO DE y CARICHAPO, GRUPO. INVALIDO BASAMENTO, ROCAS DEL PRECAMBRICO (?) Estado Zulia. 102 En su columna estratigráfica de las rocas pre-cretácicas de la sierra de Perijá, HEA y WHITMAN (1960) introdujeron el término "Basamento" para designar los gneises y esquistos expuestos en los flancos de la sierra de Perijá, por debajo de la Serie de Perijá, sin descripción adecuada; el término se considera inválido por lo incierto de su aplicación y lo insuficiente de su definición. INFORMAL BATALLON, MORRENAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Táchira. SCHUBERT, (1974) utiliza este término para designar el till ubicado en los páramos de El Batallón, Cimarronera y Sumusica en el estado Táchira. La localidad tipo se encuentra en la cabecera de los ríos Bobo y el Páramo (páramos La Cimarronera y Sumusica), distrito Uribante del estado Táchira, aproximadamente unos 12 km al sur de La Grita y en la parte alta de la quebrada Pedernales, al oeste de Saisayal, en la carretera hacia Pregonero. (Hoja No. 5840, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Se encuentran en casi todos los valles del páramo El Batallón, tanto en su flanco occidental (ríos Las Palmas y La Grita), como en el oriental (río Uribante), por encima de los 2000 m. Las Morrenas de Batallón consisten de till, localizado en tres niveles de morrenas bien definidos (2500-2700 m, 2900-3300 m y por encima de 3400 m). Este till consiste de una mezcla sin escogimiento ni estratificación, cuya granulometría varia entre arcilla y cantos. Los cantos y guijarros consisten de gneis granítico y bandeado, cuarcita, esquisto cuarzo micáceo y, ocasionalmente, anfibolita, litologías que pertenecen al Grupo Iglesias. La acción erosiva glacial, se refleja en las formas orismoidales y tabulares; aproximadamente el 1 ó 2% de los guijarros muestra estrías, y aproximadamente entre el 10 y 20%, están facetados. El till de los niveles inferior y medio esta bien consolidado, y muestra evidencias de oxidación en las superficies de los cantos y en la matriz arenosa-limosa; el del nivel superior no esta consolidado, y los cantos son frescos. La altura de las morrenas varía entre algunos metros y 100 m ó más, lo cual refleja el espesor local de cada cuerpo de till. Este till fue depositado en forma de morrenas laterales y terminales, cada nivel de morrenas consiste de varios arcos morrénicos, algunas veces superpuestos, lo cual sugiere múltiples avances y retrocesos de los glaciales. Por lo menos doce glaciales de valle y numerosos glaciales colgantes o de circo, existieron en el páramo de El Batallón durante el ultimo máxima glacial (Glaciación Mérida) y el clima en la región circundante, debió haber sido periglacial (SCHUBERT, 1974). El nivel glacial descendió aproximadamente 1200 m, con respecto a su posición actual. El contacto inferior es discordante sobre rocas del basamento (Grupo Iglesias), o sobre sedimentos glaciales o fluvio-glaciales anteriores. El contacto lateral posterior de los arcos morrénicos, es también discordante con el Grupo Iglesias, en la salida de los valles glaciales. No se han hallado fósiles en el till de las Morrenas de Batallón, que probablemente representa la sedimentación glacial de los estadios temprano (nivel inferior) 103 y tardío (niveles superiores), de la Glaciación Mérida (Pleistoceno tardío). Por analogía litológica, morfológica y en su elevación, las Morrenas de Batallón probablemente son equivalentes al Till de Mucubají, así como a depósitos similares en otros valles andinos (Complejo Morrénico de Piedras Blancas, Morrenas de La Culata). También se ha correlacionado tentativamente con los niveles de till 2, 3 y 4 (Drift 2, 3 y 4) de la Sierra Nevada del Cocuy en Colombia (VAN DER HAMMEN et al., 1980-1981). INVALIDO BATATAL, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Guárico EVANOFF (1951) introdujo este término para designar una unidad de areniscas de gran espesor, con intercalaciones de lutitas carbonáceas y vetas de carbón, desarrolladas a lo largo del frente de montañas de Guárico. El término se considera actualmente como sinónimo innecesario de la Formación Naricual de Anzoátegui septentrional, que exhibe la misma litología y ocupa los mismos niveles estratigráficos (PEIRSON, 1963; SALVADOR, 1964-b). Véase: NARICUAL, FORMACION. INVÁLIDO BATATUY, GRUPO, SERIE PALEOZOICO (Carbonífero tardío) Estado Barinas. KÜNDING (1938-a) menciono entre líneas el termino "Grupo de Batatuy", para referirse a un conjunto de calizas silíceas con diques y lentes de pórfido cuarcífero, expuesto en el curso medio del río Batatuy, afluente del río Suripa en el estado Barinas. En la versión al inglés: (1938-b) lo llamo "Batatuy series" y le atribuyo una edad Carbonífero tardío, a pesar de la ausencia de fósiles. El término se considera como sinónimo en desuso de la Formación Palmarito. Véase: PALMARITO, FORMACION. INFORMAL BATHYSIPHON-FAUNA REDEPOSITADA, ZONULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. 104 Este término designa una de las subdivisiones de la zona de Bathysiphon sp. A, establecida por YOUNG (1960) en la región de Ceuta, estado Zulia INFORMAL BATHYSIPHON SP. A., ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término fue empleado por YOUNG (1960) como equivalente a la mayor parte de la Formación La Puerta (Isnotú de otros autores), en la región de Ceuta del lago de Maracaibo. YOUNG indico su división en las zónulas de Haplophragmoides, Cyclammina y Bathysiphon- fauna redepositada. INFORMAL BATHYSIPHON, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. YOUNG (1958, 1959) mencionó este término como equivalente paleontológico de la sección de la Formación La Villa en Zulia nororiental, aunque señalo que "...gran parte de la sección es estéril...”. INVÁLIDO BEBEDERO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Táchira. Este término, hoy en desuso, fue empleado por SUTTON (1946) y KEHRER (1956) para designar las capas basales de la Formación Palmar en el estado Táchira. VALIDO BELLA VISTA, ASOCIACION PRECAMBRICO SUPERIOR Estado Barinas. Referencias: CHRIST (1927) utiliza el nombre Bella Vista, originalmente por, como parte de su Serie Caparo-Bella Vista. Posteriormente, KUNDIG (1938) divide la serie y eleva Bella Vista al rango de formación. Este criterio fue utilizado por MOHLER (1956) y por 105 PIERCE (1960). BENNEDETTO (1982) en su zonación tectono-estratigráfica del noroeste de América del Sur, la incluye en la Zona 2, conjuntamente con las formaciones Caparo y El Horno del Paleozoico temprano. PIMENTEL DE BELLIZZIA, BELLIZZIA Y ULLOA (1992) coinciden con BENNEDETTO (op. cit) y la incluyen dentro del bloque Caparo. BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) además de incluirla en el bloque Caparo le dan categoría de unidad litodémica con el rango de asociación. Localidad tipo: Rancho Bella Vista, en el camino Santa Bárbara-Mucuchachí, estado Barinas. (Hoja Nº 5939, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Macizo de Colorado, Andes de los estados Barinas y Mérida. Descripción litológica: La Asociación Bella Vista esta constituida por esquistos sericíticos y cloríticos de color gris y verde, pizarras gris oscuro a negro, filitas y lutitas filíticas gris oscuro a pardo, esquistos argiláceos pardo claro y gris, con intrusiones locales de granito rosado, granito porfidítico gris, pegmatitas y cuarzo de veta. Este conjunto litológico, posiblemente representa la sedimentación de clásticos siIíceos gruesos y argiláceos, en ambiente plataformal. Espesor: No ha sido determinado con exactitud, debido alas complicaciones tectónicas. CHRIST (1927), indico un espesor de 3000 m para el conjunto Caparo-Bella Vista. Relaciones de campo: No se conoce la base de la unidad. En el macizo del Colorado, donde se observan afloramientos, discordantes con las rocas suprayacentes del Cretácico temprano. En el flanco norte, está en contacto de falla con unidades de diferentes edades, como la Formación Caparo del Ordovícico, la Asociación Mucuchachí del Paleozoico tardío o con la Formación La Quinta del Jurásico. Fósiles: Hasta el presente no se han encontrado fósiles en la unidad. Edad: Con base a determinaciones radiométricas, en el granito proveniente del río Cambur, macizo de Colorado, (660 ± 30 Ma); en el gneiss del río Tapo (660 ± 30 Ma), y en el gneiss del río Pedraza (585 ± 25 Ma) se asigna la unidad al Precámbrico Superior. Correlación: Con base a características litológicas, la unidad es correlacionable a los esquistos y cuarcitas del Alambique (SCHUBERT, 1968). También es correlacionable con la Asociación Perijá. Sinonimia: Incluido originalmente por CHRIST (1927) en su serie Caparo-Bella Vista. INVALIDO BELLA VISTA, FORMACION PRECAMBRICO SUPERIOR Estado Barinas. 106 Este nombre fue publicado originalmente por CHRIST (1927) como parte de su "Serie Caparo-Bella Vista", para definir una secuencia metamorfizada expuesta en el macizo de Colorado. Posteriormente, KUNDING (1937, a, b) dividió la serie en Grupo Caparo y Formación Bella Vista, incluyendo en esta las rocas no fosilíferas, metamorfizadas, de la serie original. MOHLER (en LEV, 1956) continuo el uso de la ortografía incorrecta "Bellavista", rectificado posteriormente por PIERCE (1960) quien señalo que la localidad tipo se encuentra en el estado Barinas, y no en Mérida como se había indicado hasta entonces. BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) la incluyen en el bloque Caparo y le dan categoría de unidad litodémica con el rango de asociación. Véase: BELLA VISTA, ASOCIACION. VALIDO BELLACA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Campaniense tardío- Maestrichtiense) Estado Barinas. Referencias: CAMPOS (1977), introduce el nombre para definir a una litofacies de las formaciones Colón y Mito Juan en el flanco surandino de la cuenca de Barinas, la cual refleja condiciones sedimentarias completamente distintas a ellas. PIERCE (1960) reconoce la litofacies distinta de la Formación Colón pero mantuvo este nombre. SCHUBERT (1968), describe con más detalle la litología de la formación en el área Barinitas-Santo Domingo aunque también mantiene el nombre Colón-Mito. Localidad tipo: El autor del nombre designó como localidad tipo al curso superior de la quebrada Bellaca, al suroeste de Calderas, distrito Bolívar, estado Barinas. Como secciones de referencia, indico las expuestas en el río Santo Domingo, el curso inferior de la quebrada Bellaca, el curso inferior del río Calderas y la quebrada Los Paraparos (afluente del río Burate) y en la carretera Hato Arriba-Hato Viejo. Extensión geográfica. Se reconoce en las áreas de Barinas y Niquitao. Descripción litológica: En la localidad tipo, la formación consiste en una limolita predominantemente negra, en capas delgadas, micácea o arenosa, muy silícea, con diques de areniscas gris oscuras en la parte inferior de la sección. En la quebrada Paraparos, la parte inferior se compone de lutita negra micácea, poco carbonosa, fosilífera, con capas intercaladas, de 30 a 50 cm de espesor, de areniscas y calizas arenosas gris oscuras a negras; la parte media consiste en lutitas negras con concreciones calcáreas de hasta 30 cm de diámetro; la parte superior se hace más arenosa, con capas de hasta 30 cm de espesor, concreciones arenosas y lentes de arenisca calcárea, de color gris oscuro a negro, de grano medio a grueso, con intensa mineralización de pirita y vetillas de calcita. En la carretera Hato Arriba-Hato Viejo, la formación consiste en una sección inferior con 70% de lutita, areniscas localmente desarrolladas en ritmitas y concreciones dolomíticas de color gris 107 verdosa pálido, y una sección superior con 30% de areniscas cuarzosas, feldespáticas de grano fino a grueso, con común bioturbación y frecuentes inyectitas horizontales y verticales con espesores de hasta 30 cm. CAMPOS (op. cit.) interpreta, por la abundancia de pirita y el color negro, una sedimentación bajo condiciones anaeróbicas, y por las areniscas, cercanía a la fuente de sedimentos; sugiere un ambiente justamente bajo el contacto agua-fango, por ejemplo, ciertos fangos de albuferas o estuarios poco profundos. Los microfósiles de PIERCE (1960) indican un ambiente entre plataformal y batial para la Formación Colon. Espesor: La Formación Bellaca tiene espesores de 140 m en la localidad tipo y 70 m estimados en el curso inferior del río Calderas. SCHUBERT (1968) midió 246 m en el curso inferior de la quebrada Bellaca y 103 m en el río Santo Domingo. Relaciones de campo: El contacto inferior es concordante con la Formación La Luna; el contacto superior es discordante con la Formación Gobernador, de edad Eoceno medio. En la carretera Humocaro Bajo-Las Huertas, estado Lara, la Formación Bellaca se halla en contacto abrupto con el tope del Miembro Timbetes (Formación La Luna) y contacto brusco y erosional con el Miembro Cujisal de la Formación Colon. Fósiles: SCHUBERT (1968) menciona, de diversas secciones, a los foraminíferos Bolivina sp., Bulimina sp., Rotalia? sp., Lenticulina sp. y Siphogenerinoides cf. ewaldi, además de algas calcáreas y restos de peces. RENZ (fide BUSHMAN, 1965), identifica a Haplophragmoides sp., Bathysiphon sp., Gaudryina sp. Hormosina sp., y Trochammina sp. de la misma área. PIERCE (1960) nombra de su Formación Colón en la cuenca de Barinas, además de especies ya mencionadas, a Siphogenerinoides sp. cf. S. cretácea, Gyroidina sp. Globigerina cretácea, Gümbelina sp., G. globulosa. Clavulinoides trilatera, Loxostoma limonensis, Planulina spissicostata, Robulus macrodiscus y R. munsteri. Edad: Cretácico tardío, la formación aparenta extenderse desde el Coniaciense al Maestrichtiense. La Globotruncana calcarata se restringe al Campaniense tardío. Correlación: Se considera como equivalente lateral de las formaciones Colón y Mito Juan. PIERCE (1960) correlaciona su "Formación Colón" de la cuenca Barinas con la parte alta de su Formación Navay. FEO CODECIDO (1972) establece la correlación actualmente aceptada entre Bellaca y la Formación Burgüita del subsuelo de Barinas. Sinonimia: Sustituye el nombre Formación Colón en el área discutida. INVALIDO BERGANTIN, ARENISCAS DE, CAPAS DE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico) Estado Anzoátegui. 108 El nombre areniscas de Bergantín fue utilizado por HUMBOLDT (1825), KARSTEN (1950), Y SIEVERS (1896) para designar capas expuestas cerca de Bergantín en Anzoátegui nororiental. La edad Cretácico temprano sugerida por otros autores parece indicar que las capas en cuestión serian parte de la Formación Chimana de uso actual. MAURY (1925) y HEDBERG (1937-a) emplearon el nombre para designar areniscas y calizas interestratificadas, mal expuestas a lo largo del río Querecual, por debajo de la Formación Querecual. HEDBERG y PYRE (1944) reemplazaron el término por el de Formación Chimana, definida en una sección tipo donde afloran tanto el tope como la base de la unidad. Desde entonces, el nombre Bergantín cayó en desuso, con excepción del Cuadro de Correlación de DUSENBURY y WOLCOTT (1949), donde se muestra la Formación Bergantín, compuesta de los miembros El Cantil y Chimana. Véase: CHIMANA, FORMACION. INVALIDO BERJADIN, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término inválido, introducido por LIDDLE (1928), se refiere a una facies local de la Formación Urumaco. Véase: URUMACO, FORMACION. INFORMAL BERLÍN, ARRECIFE DE (Formaciones Humocaro-Quebrada Arriba) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno- Eoceno media) Estado Lara. RENZ (1960) y CAUDRI (1960) mencionaron brevemente los pequeños arrecifes aislados del Paleoceno-Eoceno temprano que afloran sobre los bordes de la plataforma de Barbacoas en la región de El Tocuyo-Humocaro Bajo, estado Lara, en los límites entre las Formaciones Humocaro-Quebrada Arriba y la Formación Morán. MUÑOZ (1966) fue aparentemente el primero en mencionar "la línea oblicua de arrecifes de El Guamo a Berlín". GONZALEZ DE JUANA et al. (1980) se refieren a las masas arrecifales de El Guamo y Berlín como cambios laterales de la Formación Humocaro, e identifican a Venericardia cf. planicosta (del Paleoceno) en la base del arrecife de Berlín. MUÑOZ (op. cit.) ubica esa formación en el Eoceno temprano. AGUASUELOS (en KISER, 1997) contribuyo con identificaciones paleontológicas que llevan la edad del arrecife, y consecuentemente la edad de la secuencia Humocaro-Quebrada Arriba, al Eoceno medio, parte inferior. De la parte inferior del arrecife identificaron: Discocyclina citrensis. Actinosiphon barbadensis, Operculinoides soldadensis y Heterostegina soldadensis. De la 109 parte superior: Venericardia cf. bermudezi, Campanile cf. breve, Discocyclina sp., Pitaria negritensis, Turritella cf. nerinexa, Discocyclina grimsdalei y Operculinoides sp. Su extensión geográfica se restringe al área de la sección tipo se desconoce el contacto inferior; el contacto superior es normal y brusco con las lutitas de El Cercado. Para la unidad, indican un ambiente de plataforma interna y alta energía. Los autores estiman un espesor máximo de 450 m para la unidad. Véanse: HUMOCARO, FORMACION y QUEBRADA ARRIBA, FORMACION. INFORMAL BETA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. El término Miembro Beta fue publicado originalmente por BORGER (1952), para designar el segundo, en orden descendente de los ocho miembros en que se ha dividido la Formación Quiriquire. La sección tipo se encuentra en el pozo Q-228, en la porción centro-oriental del campo petrolífero de Quiriquire, distrito Piar, estado Monagas. Parte de la unidad, aflora en el norte de dicho campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACION. INVALIDO BETA, ARENA (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. Según HEDBERG et al., (1947), este término se empleo originalmente para designar una de las arenas en la parte superior extrema de la Formación Oficina, en el área mayor de Oficina; posteriormente quedo incluido en la terminología informal de Arenas de Oficina 1 a 13, establecida al obtenerse producción petrolífera en este intervalo. Véase: OFICINA, FORMACION. INVALIDO BETIJOQUE, CAPAS DE, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Trujillo. 110 Los nombres capas de Betijoque, publicados por LIDDLE (1928) y Grupo Betijoque (LIDDLE, 1946; MENCHER et al., 1951, 1953; YOUNG et al., 1956) son inválidos, debido a su sustitución posterior por el término aceptado actualmente de Formación Betijoque. Véase: BETIJOQUE, FORMACION. VALIDO BETIJOQUE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Estado Trujillo. Referencias: GARNER (1926) define la Formación Betijoque en una zona específica. SUTTON (1946) mantuvo esta aplicación restringida del término, que hoy tiene aceptación general (MILLER et al., 1963; RENZ, 1961; SVIP, 1963). LIDDLE (1946), MENCHER et al., (1951, 1953) y YOUNG et al., (1954), ampliaron el sentido de la unidad al de "Grupo Betijoque", que abarcaba esencialmente todas las unidades mio-pliocenas no marinas, depositadas a lo largo del flanco occidental de Los Andes en proceso de levantamiento. Este término ha sido reemplazado hoy por el Grupo Guayabo. LIDDLE (1928) emplea el nombre "Capas de Betijoque", hoy en desuso. Localidad tipo: Cercanías del pueblo de Betijoque en el estado Trujillo. GARNER especifico "Las colinas bajas al oeste del pueblo". LIDDLE mencionó capas que forman "Badlands" al sur del pueblo. (Hoja 6044, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora a lo largo del flanco occidental de Los Andes, desde Trujillo hasta Táchira. El Cuadro de Correlación (SVIP, 1963) muestra un extenso desarrollo de la unidad en los campos petrolíferos del subsuelo del lago de Maracaibo, aparentemente a base únicamente de la descripción, por MILLER et al., (1963) del campo de Motatán Descripción litológica: Los elementos más destacados son capas de conglomerados macizos, de hasta doce metros de espesor, que forman 25% de la unidad; en la mitad superior los conglomerados son mal escogidos, mal cementados y más gruesos. La mayor parte de la unidad consiste de arcillas macizas de color gris verdoso oscuro que grada localmente a pardo y negro, generalmente arenosas, y localmente carbonáceas y fosilíferas (restos de plantas). También se presentan areniscas mal cementadas y mal escogidas, y limolitas en estratos delgados a macizas, con mucha intergradación lateral entre los cuatro tipos de rocas. FEO CODECIDO (1956) describe las "formaciones" Vichú y Sanalejos como equivalentes de las partes inferiores y superiores, respectivamente, de la Formación Betijoque de SUTTON. La unidad superior se caracteriza por capas muy macizas de conglomerados gruesos, prácticamente ausentes en la inferior. El rango formacional actual de Betijoque convierte estas dos subdivisiones en miembros. La Formación Betijoque es de 111 ambiente continental, de origen fluvial con abanicos y planicies aluviales, corresponde a la facies de la molasa. Espesor: SUTTON (op. cit.) cita un espesor máximo de 4365 m para la unidad, que corresponde estrechamente a los espesores sumados de los miembros Vichú y Sanalejos, de 2135 y 2385 m, respectivamente. Relaciones de campo: La base de la Formación Betijoque es concordante y transicional por encima de la Formación Isnotú. El tope esta extensamente truncado, e infrayace con discordancia angular a las gravas de la Formación Carvajal. Fósiles: Los únicos fósiles mencionados son las plantas enumeradas por BERRY (1921) en la localidad tipo: Blechum betijoquensis, Ficus betijoquensis y Entrada boweni. Edad: Con base a correlación regional, apoyada por la determinación de la pequeña flora citada arriba, se considera la edad de la Formación Betijoque como Mioceno tardío a Plioceno. KUYL et al., (1955) aplicaron palinología para correlacionar la parte inferior de la Formación Betijoque con la Formación La Rosa, considerada por ellos como Oligoceno tardío; sin embargo, el texto indica claramente que estos autores consideraron la unidad como grupo y que en realidad se refieren a la Formación Palmar de uso actual. Correlación: La unidad constituye la parte superior del espeso talud aluvial que flanquea el levantamiento andino, y por lo tanto corresponde estrechamente con la parte superior de la Formación Parángula y la Formación Río Yuca de la cuenca de Barinas, y con la parte superior de la Formación La Villa de la región de Perijá. Posiblemente la Formación Onia sea equivalente lateral de la parte superior de Betijoque, pero su posición estratigráfica no ha sido esclarecida. Importancia económica: Las arcillas de la Formación Betijoque representan un importante recurso para la industria de la alfarería. Véase: BETIJOQUE, CAPAS DE, GRUPO. INFORMAL BLANCO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. Este término designa uno de los siete miembros de la Formación Oficina, establecidos por FUNKHOUSER et al., (1948) en los campos petrolíferos de Anaco con nomenclatura informal. Véanse: AMARILLO, MIEMBRO y OFICINA, FORMACION. 112 VALIDO BOBARE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Barremiense?-Albiense) Estado Lara. Referencias: este nombre fue introducido por BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1966), para designar una espesa sección de areniscas y lutitas expuesta en la serranía de Bobare posteriormente, los mismos autores (1968) la describieron en detalle, señalando su zona de afloramientos, y secciones de referencia y analizando el problema de su edad. BELLIZZIA (1986) al estudiar las serranías de Portuguesa, Bobare y región de Barquisimeto, incluye esta formación junto con la formación Mamey y la formación Carorita en el Cretácico temprano. MACSOTAY et al., (1987) hacen un análisis exhaustivo de la litología, fósiles y paleoambiente de la Formación Bobare. Localidad tipo: Carretera Bobare-Churuguara, donde los afloramientos son casi continuos, desde algunos kilómetros al norte del caserío Bobare hasta las cercanías del puente sobre la quebrada Urama, estado Lara. (Hoja Nº 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora al norte de Barquisimeto, estado Lara, donde ocupa un área de 800 km2 aproximadamente. Descripción litológica: La unidad consiste esencialmente de areniscas cuarzosas y lutitas; las primeras son de color gris oscuro, gris claro o crema cuando están frescas y meteorizan en rojizo, marrón amarillento y crema, de grano variable desde muy grueso o conglomerático hasta fino con predominio de grano medio; los granos son angulares y subredondeados, de cuarzo, micas y feldespatos en pequeñas cantidades, cementadas por material silíceo, calcáreo o ferruginoso; son frecuentes las láminas o escamas de lutitas y perdigones de arcilla; las areniscas afloran en capas delgadas y macizas de más de 2 m de espesor, con superficies de estratificación generalmente onduladas; algunas exhiben marcas de base bien desarrolladas, gradación y pliegues en voluta, sin observarse marcas de oleaje, estratificación de corrientes o estratificación cruzada. Las lutitas y limolitas son oscuras en estado fresco y meteorizan a gris claro, amarillento, marrón, verdoso y purpurino; son frecuentes las lentes delgadas y concreciones de material ferruginoso, las llamadas lutitas blancas de la formación fueron denominadas "lutitas caoliníticas" por BUSHMAN (1959, 1965) y CORONEL Y RENZ (1960); las lutitas son blandas, untuosas, de color crema, blanco crema o gris azulado. Bellizzia (1986) describe la formación bobare formada por meta-areniscas cuarzosas masivas a veces conglomeráticas, filitas y limolitas; según este autor, es característica la presencia de lutitas y arcillas blancas pirofilíticas, localmente ocurren lentes de calizas y olistolitos de calizas, con faunas correspondientes a las formaciones Carorita y Mamey. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967) sugieren ambientes de plataforma inestable con transportes esporádicos por corrientes de turbidez, deducido por la ausencia de fósiles y de 113 marcas de oleaje, además de la presencia de gradación y marcas de base. MACSOTAY (1972) considera que la formación Bobare se acumuló en el talud epicontinental no solo para las evidencias de acumulación rápida, sino por las relaciones porcentuales de sus componentes líticos, las estructuras hidrodinámicas, rheotrópicas y biogenéticas sugieren según este autor, ambiente de sedimentación batial combinada con sedimentación gravitacional terrígeno-hemipelágico dominante, con sedimentación turbidítica supeditada. Espesor: BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967) estiman el espesor de la formación Bobare, en 1700 m. Relaciones de campo: Aparentemente la formación pasa transicionalmente hacia el este a la formación Mamey, debido a los efectos del deslizamiento gravitacional, las relaciones estratigráficas con la Formación Barquisimeto no son claras; al norte de Barquisimeto, la Formación Bobare cubre la Formación Barquisimeto con aparente concordancia, con un contacto que se interpreta como una falla de estratificación; en la faja de la Formación Barquisimeto, desde el noreste de Bobare hasta la quebrada Urama, las relaciones se invierten y la Formación Barquisimeto cubre concordantemente a la Formación Bobare. Fósiles: MACSOTAY (en BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1968) presenta un cuadro con base a icnofósiles, de las huellas problemáticas observadas en las formaciones Bobare y Morán. Las formas Cylindrites sp., y Palaeophycus sp., presentes en la primera, pero ausentes en la segunda, son icnogéneos del mesozoico que no subsisten en el terciario. Posteriormente, MACSOTAY et al., (1987) publican una amplia lista de icnofósiles, entre otros: Asterosoma icnosp., Diplodomorpha, icnosp., Fucusopsis icnosp., Gordia icnosp., Helmintoidea icnosp., Planolites icnosp., Zoophycos icnosp., además de estos icnofósiles los autores señalan la presencia de amonites como Hamitoides, hamites? prohisteroceres y de gasterópodos. Edad: El conjunto faunal mencionado por MACSOTAY et al., (1987) indica para la Formación Bobare, edad Cretácico temprano, posiblemente Barremiense-Albiense. Correlación: La unidad es equivalente lateral hacia el oeste, de la Formación Mamey, a la cual pasa aparentemente por transición. Importancia económica: La Formación Bobare tiene importantes concentraciones de arcillas pirofilíticas, de valor económico. INVALIDO BOCA DE DON DIEGO, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) introdujo este término para designar lutitas arenosas, areniscas impregnadas de petróleo, y capas de lignito, expuestas en la costa norte del estado Falcón, 114 entre Boca Ventura y Boca de Don Diego; correlacionó la unidad con la Formación Agua Clara y posiblemente con la Formación Cerro Pelado. Posteriormente LIDDLE (1946), postuló que los lignitos son más antiguos que el Mioceno tardío, equivalentes a las formaciones Cerro Pelado y Socorro y a los lignitos de El Isiro cerca de Coro, y correlaciono las capas de Boca de Don Diego con las capas de Curamichate y las arcillas de Agua Salada. El nombre es inválido por su sustitución posterior por términos mejor definidos. Véase: AGUA CLARA, FORMACION. INFORMAL BOCAINA, CALIZA DE (Formación Pecaya) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. La referencia original de esta unidad se encuentra en SENN (1935), quien menciona la presencia de calizas arrecifales, incluyendo el arrecife de Bocaína en la parte basal de la Formación Pecaya, cortado por el río Paraíso al norte del caserío de Bocaína. JOHNSON (1956) sugiere que podría considerarse como un miembro de la Formación Pecaya. WHEELER (1960) no añade ninguna información, pero el mismo autor, en 1963, piensa que podría tratarse como un miembro de la Formación Pecaya, aunque no lo describe ni aporta la información necesaria para considerarlo formalmente como tal. A pesar de esto, en el LEV (1970), se le asigna la categoría de miembro. DIAZ DE GAMERO (1977) menciona que se trata de una gran lente de calizas de algas y foraminíferos grandes, de unos 110 m de espesor máximo. Esta incluida aparentemente dentro de la parte inferior de la Formación Pecaya y su edad se considera Mioceno temprano, por la edad de las lutitas inmediatamente por encima. La Caliza de Bocaína debe ser tratada como una unidad informal, por no existir ninguna publicación con la información mínima necesaria para considerarla como unidad estratigráfica formal. INVALIDO BOCAINA, MIEMBRO (Formación Pecaya) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. SENN (1935) mencionó la presencia de calizas arrecifales, que incluyen el arrecife de Bocaína, en la parte basal de la Formación Pecaya. WHEELER (1960) le asigno categoría de miembro de la Formación Pecaya, con sección tipo en la garganta del río Paraíso, al sureste del poblado de Pecaya, estado Falcón. Véase: BOCAINA, CALIZA DE. 115 VALIDO BOCAS, COMPLEJO MESOZOICO (Jurásico?-Cretácico temprano) Plataforma Continental Nororiental Referencias: CASTRO y MEDEROS (1984) utilizan este término para describir el complejo de metabasaltos perforado en el pozo Bocas-1, en la península de Paria, estado Sucre. Localidad tipo: El holoestratotipo de está unidad esta ubicado en el pozo Bocas-1, situado costafuera al norte de la península de Paria, en la línea sísmica No. 41, punto de tiro 750 y de coordenadas geográficas N: 10º 48' 35,74" de latitud y O: 61º 59' 58,04" de longitud. El tope erosionado del grupo se encuentra a 3628 m y la base, que no fue alcanzada por la perforación, esta a más de 4354 m de la profundidad final del pozo. Estas dos profundidades están corregidas al nivel del mar. Extensión geográfica. La unidad está presente solamente en el área del pozo Bocas-1. Descripción litológica: La litología de este complejo consiste de metabasaltos que han sufrido un metamorfismo de bajo grado indicado por la recristalización de las plagioclasas a cristales de albita que aún muestran vestigios de los cristales originales. No se encontraron indicios de minerales máficos; si ellos estuvieron presentes, fueron completamente alterados y recristalizados. La matriz esta completamente recristalizada, aunque es posible identificar en la misma, indicios de una textura intersectal y la estructura de flujo hialopilítica es todavía reconocible por el arreglo y proporción de los fenocristales de plagioclasa recristalizada. La matriz se compone de los siguientes minerales metamórficos: albita, clorita, zoicita, clino-zoicita, epidoto, sericita, actinolita, prehnita (?), pumpellita (?), lawsonita (?), óxidos de hierro y esfena. La asociación de la secuencia metamórfica esta caracterizada por albita, clinozoicita, epidoto, clorita, actinolita y algo de lapsonita, prehnita y pumpellita. No se encontró glaucofano. Las condiciones metamórficas son de alta relación P/T, posiblemente entre la facies de la pumpellita/prehnita y la parte baja de los esquistos verdes. Espesor: El espesor no esta determinado debido a que la perforación del pozo Bocas-1 fue suspendida antes de atravesar toda la sección perteneciente a este complejo. Se penetraron (620 m) del mismo. Relaciones de campo: La unidad infrayace en contacto discordante al Complejo Mejillones; el contacto inferior no fue alcanzado por la perforación. Edad: Jurásico? a Cretácico temprano. 116 Correlación: Estos metabasaltos son muy parecidos en composición a los que afloran en la faja costera, al norte de las penínsulas Araya y Paria, en la llamada Formación Copey. INVALIDO BOCONÓ, CALIZA DE CENOZOICO Estado Trujillo. LIDDLE (1946) utilizo el nombre Boconó para designar una unidad terciaria, e indicó su sinonimia local en el estado Trujillo, con la Formación Guasare. Según VON DER OSTEN (1966), la Compañía SHELL emplea el término "Caliza de Boconó" para designar la Caliza Masparrito. En ambos casos el nombre es inválido, tanto por sinonimia como por su definición inadecuada. Véase: MASPARRITO, FORMACION. INVALIDO "BOCORRON", ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. Este nombre, introducido por GARNER (1926), nunca tuvo uso general. Aparentemente es, sinónimo de la Formación Misoa, y ortografía errónea de Boquerón, ciudad del Estado Trujillo. VALIDO BOLIVINA ALAZANENSIS, ZONULA DE CENOZOICO. (Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón Esta es la inferior de las dos subzonas, establecidas por RENZ (1948) en la Zona de "Uvigerinella" sparsicostata, en el Grupo Agua Salada, estado Falcón. Véase: "UVIGERINELLA" SPARSICOSTATA, ZONA DE. VALIDO BOLIVINA INCRASSATA, SUBZONA DE CENOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) 117 Estado Anzoátegui. RENZ (1962) estableció una doble zonación faunal, a base de foraminíferos bentónicos y planctónicos, en los sedimentos de la sección del Cretácico tardío-CENOZOICO temprano, expuestos en el río Querecual, Anzoátegui nororiental. Incluyó los sedimentos cretácicos más jóvenes en su zona (bentónica) de Gümbelina plummerae, dividida en dos subzonas, la superior de las cuales es la de Bolivina incrassata, cuya especie titular se presenta en toda la zona sin restringirse a ella. En el río Querecual, la unidad comprende la parte mediainferior de la Formación Vidoño, y corresponde al Maestrichtiense. Véase: GÜMBELINA PLUMMERAE, ZONA DE. INFORMAL BOLIVINA, SUBZONA DE. CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. HASS y HUBMAN (1937-a, b) mencionan la zonación de la "serie" La Rosa, establecida por HOFFMEISTER en informes inéditos, y describen brevemente la subzona de Bolivina, que difiere de la subzona de Cibicides, suprayacente, por la abundancia de los géneros Bulimina y Sorites, y presencia de varias especies de Bolivina y otros géneros de foraminíferos. HOFFMEISTER (1938-a, b) menciona ambas subzonas como subdivisiones de la zona de Microdrillia. Véase: MICRODRILLIA, ZONA DE. VALIDO BOLIVINOIDES DECORATUS, SUBZONA DE MESOZOICO (Cretácico: tardío) Estado Zulia. En su estudio de la región de Alturitas, al oeste del lago de Maracaibo, KEY (1960) cito este termino para designar una asociación faunal típica presente en la base de su "Zona Foraminiferal inferior" de la Formación Colón. Según el autor la subzona se caracteriza por las siguientes especies, especialmente cuando dos o más se presentan juntas y con relativa abundancia: Anomalina rubiginosa, Bolivinoides decoratus, Bolivinoides delicatulus, Pullenia coryelli y Saracenaria triangularis. VALIDO BOLIVINOIDES RHOMBOIDEA, SUBZONA DE 118 MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. Con base al estudio de las faunas de foraminíferos bentónicos y planctónicos, RENZ (1962) establece una doble zonación (bentónica y planctónica) para los sedimentos del Cretácico tardío y Cenozoico temprano en la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental. Incluyó los sedimentos cretácicos más jóvenes en la Zona (bentónica) de Gümbelina plummerae, la cual dividió en dos subzonas, de las cuales la inferior es la de Bolivinoides rhomboidea. En su cuadro faunal, RENZ (op. cit.) indica las siguientes especies como restringida a esta subzona: Bolivinoides rhomboidea, Chrysalogonium cretaceum, Dentalina megapolitana, Marginulina jarvisi, Palmula jarvisi, Siphogenerinoides bramlettei, Vaginulina barcoensis, Valvulineria allomorphinoides, Ventilabrella carseyae. En la sección del río Querecual, la Subzona de Bolivinoides rhomboidea corresponde a la parte media-inferior de la Formación Vidoño, y es de edad Maestrichtiense. Véase: GÜMBELINA, PLUMMERAE, ZONA DE INVALIDO BOQUERON, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. MOHLER (1956) escribió un artículo para el LEV intitulado "BOQUERON, ARENISCA DE", basado en la "arenisca de Bocorrón", ortografía errónea introducida por GARNER (1926). El término es sinónimo en desuso de la Formación Misoa. Véase: MISOA FORMACION. INVALIDO BOQUERON, FORMACION MESOZOICO (Cretácico) Estado Monagas. ROD y MAYNC (1954) introdujeron este término para designar capas consideradas anteriormente como zona de transición entre las formaciones Chimana y Querecual. No ha sido aceptado por autores posteriores (ROSALES, 1959, 1960; H. H. RENZ, 1961; SVIP, 1963). SALVADOR (1964) especifico que es un nombre innecesario para capas que deberían incluirse, lógicamente, en la Formación Chimana. Véase: CHIMANA, FORMACION. 119 VALIDO BORRACHA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Aptiense- Albiense) Estado Anzoátegui. Referencias: El nombre de Formación Borracha fue propuesto por ROD y MAYNC (1954), para el intervalo de calizas biostrómicas macizas, que afloran en las islas La Borracha y Puinare, sustituyendo el nombre de El Cantil, usado por LIDDLE (1928). El término fue defendido por ROSALES (1959, 1960) y propuesto para ser eliminado por SALVADOR (1954b), por lo cual, en el LEV (1970), se considera esta formación, como informal. GONZALEZ DE JUANA (1972) Y GUILLAUME et al. (1972), emplean el término de Formación Borracha solamente en el flanco norte de la serranía del Interior oriental. MACSOTAY et al. (1986), restringen la Formación Borracha al dominio del archipiélago Guaiquerí-Manare, y fijan su limite meridional en el pleno de corrimiento de El Naranjo, negando la relación de transición lateral, con la Formación El Cantil. Localidad tipo: Extremo occidental de la isla La Borracha, (ROD y MAYNC, 1945). La sección tipo, esta volcada y se restringe al sector entre punta El Burro, al norte y la ensenada La Cueva al sur (MACSOTAY et al., op. cit.). (Hoja Nº 7246, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Desde la sección tipo al oeste, esta formación aflora en las islas Puinare y Monos, península de Comona, morro de Picuda Grande, Caracas del Este y costa septentrional, entre la península de Manare y Cumaná, donde desaparece por tectónica (GONZALEZ DE JUANA, 1972; MACSOTAY y VIVAS, 1985; MACSOTAY et al. 1984, VIVAS 1987) La Formación Borracha es identificada en el transecto muelle de Cariaco-Caripe, por GUILLAUME (et al. 1972) con el nombre de Caliza de Guácharo. En el área de Casanay-El Pilar, la Formación Borracha se halla en los cerros de El Pato y Cumacatal (MACSOTAY et al. 1985). Descripción litológica: La Formación Borracha según ROD y MAYNC emend. MACSOTAY et al., (1986) y VIVAS (1987), consiste en una secuencia monótona de calizas macizas biostrómicas, intercaladas en horizontes superiores con lutitas calcáreas, areniscas cuarcíticas de grano grueso, lenticulares. Los 180 m basales, consisten de calizas macizas de color gris, y calizas arcillosas amarillas; este tramo constituye el cuerpo principal de la unidad. Entre las capas de caliza, de espesores métricos a decamétricos, se presentan intercalaciones decimétricas de lutitas de color gris oscuro y calcarenitas. Suprayacente, se hallan 25 m de una intercalación de lutitas calcáreas, marlitas macrofosilíferas y cuarciarenitas, de grano medio a grueso, en capas decimétricas y lenticulares. El tope le constituye una secuencia de 25 m de calizas biostrómicas de espesor métrico, semejante al tramo inferior, (MACSOTAY et al. 1986 y VIVAS, 1987). Espesor: En la sección tipo enmendada, mide 230 m de espesor (VIVAS, 1987); en la isla Puinare, GUILLAUME et al. (1972), midieron 432 m, en secuencia fallada. 120 Relaciones de campo: En el área tipo, la Formación Borracha suprayace en contacto concordante y con claro contraste litológico, a la Formación García, e infrayace a la Formación Chimana, representada por un nivel de areniscas glauconíticas macizas (MACSOTAY et al. 1986, VIVAS, 1987). En la isla Puinare se observa esta última relación, pero con lutitas intercaladas con marlitas decimétricas. Hacia el este, la Formación Borracha siempre se halla en relación de falla inversa de ángulo alto o de corrimiento, con formaciones cretácicas o terciarias. Fósiles: El tramo inferior contiene en abundancia, los rudistas: Requienia sp; Toucasia sp; Pseudotoucasia sp y Amphitriscoelus waringi (HARRIS y HODSON). En el miembro lutáceo-margoso medio, IMLAY (en HEDBERG y PYRE, 1944-b) cita Exogyra águila. (Brongniart). En las calizas del tramo superior, abundan los rudistas Caprinuloidea cf perfecta (Palmer), Coalcomana ramosa (Bohm), Monopleura sp; Toucasia sp; junto con el gasterópodo Multiptyxis sp (MACSOTAY et al., 1986). Edad: Con base a su contenido faunal de rudistas, el miembro inferior se asigna al Aptiense medio-tardío y el miembro superior, al Albiense temprano (MACSOTAY et al., 1986). La micro fauna no es diagnostica de edad. Los amonites hallados en las unidades infra y suprayacente, confirman la edad citada (GUILLAUME, et al., 1972). Correlación: La Formación Borracha redefinida, es correlativa de la Formación El Cantil y parte de la Formación Chimana, del dominio Bergantín-Guanta (VIVAS, 1987). Sinonimia: La Formación Borracha de ROD y MAYNC (1954) emend. MACSOTAY et al., (1986) y VIVAS (1987), equivale al Miembro Borracha superior y a los miembros Chimana inferior-Placeta y Chimana medio-Guácharo de ROD y MAYNC (1954). INFORMAL BOSCÁN, ARENAS DE (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. MILLER et al. (1963) se refieren a las Arenas Boscán, Boscán Superior y Boscán Inferior, al resumir la estratigrafía del campo Boscán, al oeste de Maracaibo, y sugirieron su equivalencia con la Formación El Mene (término inválido equivalente a la Formación Misoa). WALTON (1967) cita la unidad con la categoría de capas informales. BARBEITO et al. (1985) la incluyen sin comentarios, en sus tablas de correlación I y III. Véase: MISOA, FORMACION. INVALIDO 121 BOSCAN, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Zulia. Esta unidad local, definida por GARNER (1926), ha caído en desuso por haber sido incluida posteriormente en la Formación Betijoque. Véase: BETIJOQUE, FORMACION VALIDO BOTANAMO, GRUPO PRECAMBRICO Estado Bolívar. BENAIM (1972) publica el término y designa la localidad tipo en el río Botanamo, para agrupar originalmente la Formación Caballape y la Formación Los Caribes. Más tarde, BENAIM (1997) describe la Formación Venamo, una secuencia de lavas andesíticas que suprayace transicionalmente a la Formación Caballape en el río Venamo, y la incluye en el Grupo. La Formación Caballape ocupa su parte inferior y consiste de rocas epiclásticas, con estructuras sedimentarias primarias que indican una sedimentación por corrientes de turbidez y rocas volcánicas (tobas, brechas y lavas) generalmente de composición intermedia, dacítica a andesítica. La Formación Los Caribes, una secuencia de capas rojas, interestratificados con rocas volcánicas ácidas e intermedias, suprayace concordantemente a Caballape en el río Botanamo, y se interdigita con la misma en el río Cuyuní en sentido del rumbo hacia el oeste, donde ambas formaciones conforman un sinclinal, en cuya zona axial y flanco sur aflora la Formación Los Caribes. El Grupo representa la secuencia supracortical más joven en los cinturones de rocas verdes de El Dorado y Guasipati que aflora extensamente en la parte sur y oeste de la provincia geológica de Pastora, cubriendo discordantemente al Supergrupo Pastora (MENENDEZ, 1968; 1972; 1994; BENAIM, 1972) Véanse: PASTORA, SUPERGRUPO; CABALLAPE, FORMACION; LOS CARIBES FORMACION y VENAMO, FORMACION VALIDO BOTUCAL ARENISCAS DE, MIEMBRO (Formación Morán) CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano-medio) Estado Lara. 122 VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) designan al tramo superior de la Formación Morán, con el nombre de Areniscas de Botucal, con localidad tipo en la quebrada Botucal, afluente del río Tocuyo, en la parte central del triángulo Quibor-El Tocuyo-Sanare, estado Lara. La unidad se compone de espesas areniscas (ortocuarcitas) con lutitas subordinadas de colores claros, que alcanzan 600 m de espesor en la localidad tipo. Las areniscas son blancuzcas a color crema, y meteorizan en marrón oscuro o blanco cremoso; bien estratificadas en lechos de espesor variable entre 50 cm y 30 m de grano fino a grueso, o conglomeráticas de grano fino. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968) mencionan marcas de oleaje y estratificación cruzada. Descansan concordantemente sobre el tramo inferior de la Formación Morán (Lutitas de El Tocuyo), y se desconoce su tope sedimentario; están cubiertas por aluviones y masas alóctonas de rocas del Cretácico. Hacia el oeste, pasan a la Formación Misoa, de facies semejante. Véase: MORÁN, FORMACION. INVALIDO BOURDONES, CAPAS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. MAURY (1925-c) utilizó este nombre para designar capas con Trigonia sp., sin detalles adicionales. El nombre parece ser ortografía errónea de la aldea de Bordones cerca de Cumaná, y las capas probablemente corresponden a la Formación Barranquín. INVALIDO BRUZUAL, ARCILITA DE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estados Guárico y Anzoátegui. HEDBERG (1950-c) introdujo este término, sin definición precisa, para designar arcilitas abigarradas expuestas a lo largo del frente de montañas de Guárico-Anzoátegui. Autores posteriores lo emplearon ocasionalmente (RENZ, 1961, Cuadro de Correlación). SALVADOR (1964-b) recomendó su rechazo por su sinonimia con la Formación Quiamare. Véase: QUIAMARE, FORMACION. VALIDO BUCHIVACOA, FORMACION CENOZOICO (Cuaternario) 123 Estados Falcón y Zulia. Referencias: GRAF (1969) propone este nombre formacional para todos los sedimentos fluviales y transicionales que forman la terraza intermedia de los planos costaneros de Falcón central y occidental y Zulia nororiental. Localidad tipo: Costas del distrito Buchivacoa, estado Falcón, donde estos sedimentos están bien desarrollados, ya que no pudo encontrarse una sección representativa en ninguna localidad específica. Descripción litológica: La formación consiste de arenas medianas a muy finas y arcillosas de colores gris-amarillentos y rojizas, interestratificadas con arcillas limosas gris-rojizas y pardas y raras lentes de arena conglomerática con estratificación cruzada y abundantes nódulos ferruginosos. Las capas están completamente inconsolidadas y en zonas cercanas a la superficie contienen nódulos calcáreos, productos de procesos de meteorización modernos. Datos del subsuelo indican un cambio de facies fluviales a playeras en sentido sur a norte. Pozos de agua en la vecindad de Capatárida atraviesan arenas medias y finas de grano subangular a subredondeado con fragmentos de invertebrados marinos, como Donax sp., excelente indicador de ambiente playero. Estos depósitos se originaron como parte de un plano costanero progradante, parecido al que hoy se forma en la parte sur de La Guajira. (GRAF, 1969). Espesor: Según el autor el máximo espesor en afloramiento es de 14 m; en pozos de agua se han medido espesores de hasta 35 m. Relaciones de campo: De acuerdo con GRAF (op. cit.) tanto el contacto inferior como el superior están representados por discordancias levemente angulares, ambas marcadas por paleosuelos oxidados. Edad: No se encontraron fósiles diagnósticos de edad. Razonamientos similares a los hechos para la Formación Zazárida indican que estos sedimentos se depositaron durante una época interglacial. Según CRUXENT y ROUSE (en GRAFF, op. cit.), el hecho de encontrarse encima de ellos restos de artefactos neoindígenas de la serie Dabajuroide y otros más antiguos (probablemente mesoindígenas) sugiere que estos sedimentos son anteriores a la última glaciación (Wisconsin). Se deduce que la Formación Buchivacoa fue depositada durante los niveles marinos relativamente altos de la interglacial Sangamon, lo que indica unos 125000 años de edad. El paleosuelo en el tope de la formación se formó durante los climas húmedos de la glaciación Wisconsin. Correlación: Sedimentos de esta formación cubren la mayor parte del plano costanero de Falcón y Zulia oriental. Se correlacionan probablemente con algunos depósitos fluviales de Paraguaná y del área de Maracaibo. Además parecen ser equivalentes a los sedimentos inferiores del ciclo 4 de la bahía de Calabozo. 124 INVALIDO BUENA VISTA, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Monagas. Este término, mencionado casualmente por HEDBERG (1950-c) es inválido por su sinonimia con la Formación Areo; su empleo en informes inéditos fue explicado por SALVADOR (1964-b), quien recomendó su rechazo. Véase: AREO, FORMACION. VALIDO BURGUITA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense tardío) Estado Apure. Referencias: RENZ (1959) designa la localidad tipo, y describió los litotipos incluidos en esta unidad. GAENSLEN (1962) ratifica la designación de esta unidad. VAN ANDEL (1958) realiza estudios petrográficos de areniscas cretácicas, en las cuales incluye las pertenecientes a esta formación. FEO CODECIDO (1972) describe las variaciones de la unidad en la cuenca de Barinas-Apure y su relación con la nomenclatura informal utilizada por las compañías petroleras. KISER (1989) realiza una recopilación de la información geológica disponible hasta la fecha, de las rocas cretácicas y terciarias de la cuenca de Apure-Los Llanos. Localidad tipo: RENZ (1959) designa el pozo Burgua-3, ubicado en el estado Apure, como holoestratotipo para la unidad. RENZ (op. cit.) designo como sección de referencia, la expuesta en el río Mucupatí, 17 km al noroeste de Santa Bárbara de Barinas, estado Barinas. Extensión geográfica: Según RENZ (1959), la Formación Burgüita aflora en el piedemonte sur de Los Andes venezolanos, entre San Antonio de Caparo y el río Capitanejo. En el subsuelo se reconoce con dificultad (FEO CODECIDO, 1972), pero se extiende en la cuenca de Barinas, y parte norte de la cuenca de Apure- Los Llanos (KISER, 1989). Descripción litológica: RENZ (1959) describe areniscas micáceas, limolíticas, parcialmente glauconíticas y frecuentemente calcáreas, friables, de grano fino y color gris claro, con fragmentos ftaníticos e interlaminaciones de lutitas gris oscuro y arcilita de color gris claro. Incluye la presencia de una caliza conchífera en la base, en la quebrada Buenaña y tributarios del río Burgua. Las areniscas son masivas, muy lenticulares y erráticas en su desarrollo, se hacen más delgadas y presentan lutitas interestratificadas de mayor espesor hacia el tope, son de color gris o marrón, plásticas o duras, carbonáticas, piríticas y no calcáreas. Según (KISER, 1989), en el área de Burgua la formación se inicia con un 125 paquete de areniscas, calizas y lutitas, referido informalmente como Burgüita Basal, cuyo tope conforma un buen reflector sísmico en esa área. Las areniscas y las calizas son de color crema, gris y marrón claro. Suprayacente a este paquete, predominan las lutitas que gradan a limolitas y arcillas, con intercalaciones de calizas glauconíticas y areniscas similares a las basales. La parte superior se compone de areniscas calcáreas, lutitas con concreciones y nódulos de arcilita siderítica, y calizas arenosas (KISER, op. cit.). Es evidente el aumento del carácter arenoso de la formación de base a tope. FEO CODECIDO (1972) menciona que la formación es de origen epinerítico. KISER (1980) señala, asimismo, que el ambiente es nerítico, cerca de la playa, con periodos más marinos. Las areniscas masivas representan barras, e incluso canales en llanuras intramareales. Espesor: En la sección tipo y sección de referencia (río Mucupatí) los espesores son de 420 m y 350 m respectivamente (RENZ, 1959). FEO CODECIDO (1972) menciona que en el subsuelo tiene un espesor variable entre 0 y 177 m, su tope ha sido erosionado desigualmente en toda su extensión. En el campo Silvestre, el espesor promedio es de unos 21 m y decrece gradualmente hacia el este, hasta desaparecer por truncamiento sobre el flanco oriental de la cuenca Barinas-Apure (FEO CODECIDO, op. cit.). KISER (1989) menciona un espesor mínimo de 10 m en el área de Burgua, (412 m en el campo Sinco). Relaciones de campo: Según KISER (1989) "el tope de Burgüita es una discordancia angular en toda el área donde esta unidad se encuentra, con la posible excepción del área de Burgua, donde sus relaciones con el Paleoceno requieren más estudio". El contacto inferior con la Formación Quevedo, en el subsuelo de Barinas, se considera discordante aunque RENZ (op. cit.) afirma lo contrario. KISER (op. cit.) señala que el contacto entre estas dos unidades en los pozos La Ceiba-1X, Jordan-1X y Milagro Sur-1X, está definido por un intervalo radioactivo. Fósiles: En la sección tipo del pozo Burgua-3 (RENZ, op. cit.), se mencionan foraminíferos bentónicos de los géneros Sipheogenerinoides, Rotalia, Clavulina y Bolivina, así como restos de peces en varios intervalos. MONROY y ARNSTEIN (en KISER, 1989) identifican palinomorfos del Maestrichtiense en el pozo La Ceiba-1X (Proteacidites dehaani, Retitricolporites sp., Psilatricolporites sp.). MONROY y VAN ERVE (en KISER, 1989) identificaron los siguientes palinomorfos del Maestrichtiense tardío en el pozo SMW-13: Laevigatosporites sp., Retitricolporites sp., Polypodiirisporites sp., Microthyriarites sp., Dehaanicysta australiana, Foveotriletes margaritae y Proxapertites cursus y Deltoispora sp. KISER (1989) menciona foraminíferos bentónicos (Siphogenerinoides ewaldi y Valvulineria lentícula) y amnonites (Inoceramus sp.) en los pozos Capitanejo-1 y 2. Edad: EL contenido fosilífero anteriormente mencionado señala una edad Maestrichtiense, específicamente Maestrichtiense tardío (KISER, 1989). RENZ (1959) ubica a la Formación Burgüita, en el Campaniense tardío-Maestrichtiense, por correlación con las formaciones Colón y Mito Juan. Correlación: Se correlaciona con las formaciones Colón y Mito Juan, del surco de Uribante (RENZ, op. cit.), de las cuales Burgüita, aparentemente, representa una facies arenosa. FEO 126 CODECIDO (op. cit.) la correlaciona con el Miembro Quevedo de la Formación Navay, así como con la sección superior extrema del Miembro Guavinita de la Formación Tigre, de la subcuenca de Guárico. KISER, (op. cit.) la correlaciona con la Formación Bellaca del área de Barinitas, y con la parte superior del Grupo Guadalupe, en el área de Caño Limón (Colombia). Sinonimia: La Formación Burgüita, equivale a la parte superior (Miembro "D" "E" “F", “G" y "H"), de la Formación Esperanza, nombre en desuso (FEO CODECIDO, op. cit.). 127 C INFORMAL C (o C-X), MIEMBROS (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Los miembros o arenas "C" (o CX), fueron utilizados originalmente por la Creole Petroleum Corporation, para definir la porción inferior del intervalo productor del Eoceno en el subsuelo del lago de Maracaibo, denominados "C-1-X" a "C-7-X" (posteriormente se suprimió la X). La referencia original corresponde a YOUNG et al., (1956). BORGER y LENERT (1959) y YOUNG (1961), describieron brevemente dichas unidades. Originalmente se interpretaron las arenas "C", como equivalentes a la Formación Trujillo, en el subsuelo del lago de Maracaibo, pero BRONDJIK (1967-a) y WALTON (1967), al publicar las conclusiones del comité nombrado por la Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo para la revisión de la nomenclatura del Paleoceno y Eoceno de la cuenca de Maracaibo, establecieron definitivamente su correspondencia con la porción inferior de la Formación Misoa. La unidad informal Miembro (antes Formación) Concepción, del área Mara-La Paz, se considera equivalente a las Arenas "C". Véanse: MISOA, FORMACION y "B" (BX), MIEMBROS. VALIDO CABALLAPE, FORMACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. Referencias: KOROL (1965) designó con este nombre a un conjunto de rocas sedimentarias que afloran en las sabanas al noroeste del pueblo de El Callao y la considero como la parte superior de su Grupo Pastora. MENENDEZ (1968) separa la unidad del Grupo Pastora al indicar su relación de discordancia con las otras formaciones del Grupo, Yuruari y El Callao, y, a su vez, eleva el Grupo Pastora a la categoría de supergrupo en la región de Guasipati. BENAIM (1972) la reconoce al oeste y sur de la Provincia Geológica de Pastora en la región de Botanamo y la integra a la parte inferior del Grupo Botanamo. Localidad tipo: Sabanas situadas a ambos lados de la quebrada dividida por 10 km de distancia hacia el norte a partir de su desembocadura en el río Caballape. BENAIM (1972) señala una sección de referencia para la unidad en el río Cuyuní (sector isla de Anacoco), entre el sitio denominado Los Portones y el rápido de Turumbán. Extensión geográfica: La unidad aflora en los alrededores de El Callao, donde fue descrita originalmente y aflora extensamente al este, noreste, sur y sudeste de dicha población, en 128 especial en la región fronteriza con Guyana, formando parte de los cinturones de rocas verdes de La Introducción y de El Dorado (BENAIM, 1972; 1974; MENENDEZ, 1994). Descripción litológica: KOROL (1965) describió lodolitas laminadas, limolitas y grauvacas de grano fino a medio, con algunos sedimentos conglomeráticos (hasta 10% de guijarros), con predominio de lodolitas y en la base describió capas características de jaspe rojizo, mediana a finamente estratificadas y a veces brechadas. Según MENENDEZ (1968) la descripción original no destaca los abundantes fragmentos volcánicos contenidos en la unidad y los jaspes de la base pertenecen en realidad a la Formación El Callao. MENENDEZ redescribió la litología como rocas epiclásticas volcánicas: limolitas, grauvacas y conglomerados (80%) y probables rocas piroclásticas: tobas y brechas (20%), todas levemente metamorfizadas y destacó la presencia de estructuras sedimentarias que indican una sedimentación por corrientes de turbidez. BENAIM (1972) describió rocas volcánicas en el río Botanamo en esta unidad: lavas, brechas y tobas de composición intermedia, interestratificadas con la secuencia de rocas epiclásticas volcánicas. Espesor: KOROL (1965) mostró unos 8000 m de espesor en su columna estratigráfica. MENENDEZ (1968) señalo un espesor mínimo estimado de 5000 metros para la unidad. BENAIM (1972), indica un espesor estimado de 7000 m en la región de Botanamo. Relaciones de campo: Constituye la secuencia basal del Grupo Botanamo (BENAIM, 1972). MENENDEZ (1968) señala que la Formación Caballape suprayace discordantemente al Supergrupo Pastora integrado por el Grupo Carichapo y la Formación Yuruari. La discordancia se infiere por razones estructurales. Según KOROL (1965) en las áreas donde no existen extrusiones de lavas, la unidad suprayace concordante y transicionalmente a la Formación Yuruari lo cual no fue confirmado por los trabajos posteriores de MENENDEZ (op cit) y BENAIM (op cit). Edad: MENENDEZ (1968) señaló la edad aproximada de 2000 Ma para las rocas del Complejo de Supamo, intrusivo en la Formación Caballape. Correlación: MENENDEZ (1994; 1995) correlaciona la unidad con la Formación Maracapra, de composición litológica semejante, que aflora en la parte sur del cinturón de rocas verdes del Caroní (McCANDLESS (1966) correlaciono la Formación Caballape con la Formación Haimaraca del Grupo Mazaruni de Guyana. MENENDEZ (1968) y MENENDEZ et al. (1972) la correlacionaron con la Formación Cuyuní del mismo Grupo. Véanse: PASTORA, SUPERGRUPO; PASTORA, GRUPO; BOTANAMO, GRUPO; SUPAMO, COMPLEJO DE; FORMACION YURUARI, COMPLEJO DE y EL CALLAO, FORMACION INFORMAL CABIMAS, ARENA DE (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) 129 Estado Zulia. El STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, (1948, Fig. 7a.), publicó este termino informal, para designar arenas petrolíferas en la parte basal de la Formación Lagunillas, en el subsuelo del lago de Maracaibo, estado Zulia. Véase: LAGUNILLAS, FORMACION. INVALIDO CABO BLANCO, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. Con este nombre se refirieron muchos autores (HUMBOLDT, 1801; KARSTEN, 1886; MARTIN, 1888; LIDDLE, 1928, 1946; etc.,) a los sedimentos hoy incluidos en el Grupo Cabo Blanco. BLANCO, GRUPO. Véase: CABO VALIDO CABO BLANCO, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. Referencias: Desde la época de VON HUMBOLDT (1801) se conocen capas fosilíferas del Terciario superior y Pleistoceno en la región de Cabo Blanco, Distrito Federal. Estas han sido mencionadas por numerosos estratígrafos y paleontólogos con los nombres de capas o formaciones de Cabo Blanco, y asignadas a diversas edades comprendidas entre el Mioceno medio y el Pleistoceno. CH. DE RIVERO (LEV, 1956) presento una reseña detallada de la literatura publicada hasta 1954, en el articulo correspondiente. La misma autora (op. cit.) propuso llamar Grupo Cabo Blanco al conjunto de capas, dividido en las formaciones Las Pailas, Playa Grande y Mare, en orden ascendente. WEISSBORD (1957-1968) publicó extensas descripciones de los invertebrados contenidos en el grupo, empleando esta nomenclatura. BERMUDEZ y FUENMAYOR (1962) publicaron sus estudios sobre los foraminíferos. BERMUDEZ (1966) resume la literatura hasta la fecha, y añade nuevos datos sobre los foraminíferos del grupo. El Grupo Cabo Blanco descansa con marcada discordancia sobre rocas metamórficas del Grupo Caracas. Consiste de conglomerados basales, no fosilíferos, seguidos por capas arenáceas muy fosilíferas. Los afloramientos son conspicuos en la región de Cabo Blanco, cerca del aeropuerto de Maiquetía, pero se restringen a esta zona tipo. 130 Para determinar su edad, WEISBORD aplicó el cálculo de porcentajes de formas vivientes que se reconocen entre varios grupos de los fósiles presentes a diversos niveles en la unidad; concluyó que ésta abarca todo el Plioceno y parte del Pleistoceno y que posiblemente las capas basales no fosilíferas corresponden al Mioceno tardío. Sin embargo, BOLLI y BERMUDEZ (1965) definieron en la parte inferior del grupo, la Zona de Globorotalia truncatulinoides-Globorotalia inflata, nombre cambiado a Zona de G. truncatulinoides por BOLLI (1966). Según los estratígrafos europeos esta zona representa el Pleistoceno (CATI et al., 1968). Por consiguiente, parece probable que en su mayor parte, el Grupo Cabo Blanco corresponde al Pleistoceno. El grupo se correlaciona con la Formación Cumaná y otras unidades expuestas a lo largo de las costas septentrionales de Venezuela (BERMUDEZ, 1966). Véanse: LAS PAILAS, FORMACION; PLAYA GRANDE, FORMACION y MARE, FORMACION. INFORMAL CABO CODERA, COMPLEJO MESOZOICO? Estado Miranda. Este es un conjunto de rocas metaígneas máficas a félsicas, que aflora en el extremo norte de Cabo Codera y ocupa un área de aproximadamente 1,5 km2. Estas rocas fueron estudiadas por primera vez por GARCIA (1977). El nombre de Complejo de Cabo Codera fue introducido formalmente por URBANI (1988). La localidad tipo se encuentra en la punta más septentrional de cabo Codera, extremo noreste del estado Miranda. (Hoja Nº 6947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Consiste en una asociación de anfibolita, anfibolita granatífera, anfibolitita, metatonalita y metagranodiorita. La anfibolita (constituida por anfíbol y plagioclasa), es de grano grueso, presenta color verde oscuro, meteorizando a tonos verdosos y marrón verdoso oscuro, y con foliación de moderada a ausente. Generalmente aparece como enclaves dentro de rocas más félsicas. La anfibolita granatífera se diferencia de la anfibolita, por sus tintes rojizos debido a la abundante presencia de granate que llegan hasta a 1 cm de diámetro. La metagranodiorita es la roca félsica más abundante, masiva, de colores de gris verdoso a blanco, meteorizando a verde amarillento y blanco pardo, generalmente se observa una foliación incipiente. La tonalita puede gradar a trondhjemita, es de color claro (blanco a blanco verdoso), que meteoriza a verde amarillento y tonos pardos, tamaño de grano desde grueso a fino, son rocas generalmente de aspecto masivo asociadas a los cuerpos de anfibolita, constituyendo el neosoma de estructuras agmáticas. En un afloramiento se observan cristales de turmalina de hasta 5 cm de largo. Algunos sectores del complejo presentan un fuerte cizallamiento el cual es muy visible en la granodiorita y tonalita impartiéndole un aspecto gnéisico. Las rocas presentan similitud litológica con parte del Complejo de Todasana y son una asociación mineralógica metamórfica de la facies de los esquistos verdes, pero la presencia de anfíbol verde - azul y otras texturas se ha interpretado como resultado de una primera 131 fase metamórfica alta P/T, y una segunda de la facies de los esquistos verdes (GARCIA, 1977). Una falla inversa lo pone en contacto con el Esquisto de San Julián, del Complejo Ávila. LOUBET et al. (1985) presentan dos edades K-Ar obtenidas de concentrados de anfíbol, tanto de una anfibolita, como de una anfibolita granatífera, siendo de 155±:7 y 753±31 Ma, respectivamente. Por la significante diferencia entre ambas edades, URBANI (1988) prefirió no utilizar estos datos hasta no haber estudios geocronológicos adicionales. INFORMAL CABRIALES, GNEIS DE PRE-MESOZOICO Estado Carabobo. Las rocas graníticas del norte de Valencia han sido cartografiadas como: Granito Porfídico por LOPEZ (1942), Gneis de Sebastopol por MORGAN (1969) y Formación Peña de Mora por GONZALEZ (1972) y URBANI (1972). FRASS (1981); AGUILERA y VALLENILLA (1985); FLORES (1983); CONTRERAS (1988) y URBANI et al. (1988) extienden la cartografía de esta unidad desde las montañas al norte de La Entrada al noroeste de Valencia hasta cerca de Vigirima. URBANI (1988, 1989) denomina estas rocas como Gneis de Cabriales. URBANI et al. (1989-a, 1989-b) presentan la cartografía geológica a escala 1:25.000 y resumen las características de la unidad. La localidad tipo Se encuentra en el cauce medio y alto del río Cabriales, al norte de Valencia, estado Carabobo. (Hoja Nº 6546, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Según URBANI (1989) este cuerpo está constituido por gneis granítico, caracterizado por la presencia de grandes megacristales de feldespato potásico de hasta 8 cm; minoritariamente, hay zonas con aspecto textural diferente: con tamaños de grano fino a medio, zonas cizalladas con textura augen, así como xenolitos y diques de aplitas y pegmatitas. Posteriormente URBANI et al. (1989-b) la subdividen en siete subunidades cartografiables separadamente, a saber: gneis porfidoclástico, gneis de grano medio, gneis de grano fino, augenesquisto, augengneis, gneis sillimanítico y rocas máficas. La subunidad de gneis porfidoclástico es la mayoritaria y más extensa, cuya litología característica es un gneis con megacristales rectangulares de feldespato potásico de hasta 7 cm de largo por 3 de ancho, en donde inclusive a simple vista se observa la macla de Carlsbad, son de color blanco grisáceo, y en algunos afloramientos hay una tendencia a formar "ojos", en algunos lugares aparece cruzado por diques de aplita. La subunidad de gneis de grano medio esta constituido por gneises y augengneises, con granulometría de 1,2 a 2,5 cm. La subunidad de gneis de grano fino tiene una granulometría de 1 a 4 mm. En la subunidad de augenesquisto las rocas poseen pequeños ojos de hasta 2 cm de largo por 0,5 cm de ancho, con una estructura semejante a los augengneises, pero a pequeña escala con las sombras de presión alrededor de los cristales de feldespato potásico, el resto de la mineralogía presentan un tamaño medio de 0,8 a 2 mm. La subunidad de augengneis posee una estructura de ojos de hasta 4 cm de largo, pero el tamaño de grano promedio del resto de los minerales no pasa de 2 mm. La subunidad de gneis sillimanítico aflora en un cuerpo pequeño cerca de Agualinda al noroeste de Valencia. La subunidad de rocas máficas 132 incluye algunos cuerpos dispersos de rocas anfibólicas (metadiabasa, metagabro y esquisto anfibólico). Las rocas de la unidad presentan una asociación mineralogía metamórfica de coexistencia de biotita y granate, lo cual apunta a un metamorfismo de alto grado, a la facies de la anfibolita epidótica, zona de la actinolita, en un régimen posiblemente de baja P/T. La unidad es un cuerpo con dimensiones batolíticas, que se extiende en las montañas al norte de las ciudades de Valencia, San Joaquín y Mariara, estado Carabobo. Hacia el norte, sur y este del cuerpo, el contacto es estructuralmente concordante con rocas del Esquisto de San Julián. Hacia el oeste el contacto con el Granito de Guaremal no se observa por la cobertura selvática y el difícil acceso. Esta unidad soporta la fila Maestra de la cordillera de La Costa desde el norte de Valencia hasta Vigirima. URBANI (1989) presenta datos de una isocrona Rb - Sr de roca total con tres muestras del gneis porfidoclástico de la zona de La Entrada, que aporta una edad de 264 ± 4 Ma interpretando que el basamento Precámbrico pudo sufrir al menos una removilización en la orogénesis de fines del Paleozoico. INVALIDO CACAGUAL, ARENA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. SALVADOR (1961-a) mencionó este nombre, anteriormente utilizado para designar la parte basal de la Formación Las Piedras ("Campo Santo"). INFORMAL CACHIMBO, FORMACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. MARTIN (1974) introdujo el término para identificar la unidad inferior de su Grupo Caroní, constituida esencialmente por rocas epiclásticas volcánicas y piroclásticas asociadas, que afloran al oeste del río Caroní, en la región Aro-Caroní-Paragua. De igual manera, MARTIN (1975) indicó que Cachimbo es equivalente a la parte superior de la Formación Yuruari; MENENDEZ (1994) concordó con esta correlación y recomendó la definición formal de la unidad, la cual esta formada por areniscas feldespáticas mal escogidas, metalimolitas manganesíferas, brechas de flujo dacítico, piroclásticas y epiclásticas asociadas. La secuencia aumenta de espesor hacia el oeste, acuñándose en la margen derecha del río Caroní. MARTIN (1974) señala que las rocas han sufrido un nivel de metamorfismo bajo condiciones del esquisto verde y de la metagrauvaca-cloritapumpellyita-prehnita. La unidad fue identificada por ESPEJO (1974) como Formación Yuruari al este del río Caroní. 133 INFORMAL CACHIPO, LUTITAS DE (Formación Chiguana) CENOZOICO (Terciario Superior?-Cuaternario) Estado Sucre. BALDA (1960) empleó informalmente el nombre de Lutitas de Cachipo para designar un tramo de arcillas plásticas de espesor desconocido en su Formación Chiguana. El nombre se deriva de Punta Cachipo, unos 4 kilómetros al oeste del pueblo de Chiguana en la costa nororiental del golfo de Cariaco. Véase: CHIGUANA, FORMACION. INVALIDO CACHIPO, MIEMBRO (Formación Carapita) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Monagas. Este termino, introducido por LAMB y SULEK (1965-b) para designar un miembro de la Formación Carapita, quedo automáticamente invalidado por homonimia con el preexistente de "Lutitas de Cachipo" (BALDA 1960). Posteriormente SULEK y STAINFORTH (1965) lo sustituyeron por el nuevo nombre de Miembro Chapapotal. Véase: CHAPAPOTAL, MIEMBRO INVALIDO CACHIRÍ, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. GARNER (1926) introdujo este nombre para designar calizas cristalinas grises, macizas y duras del Grupo Cogollo, expuestas al oeste del caserío de Cachirí, distrito Mara del estado Zulia, pero el término nunca tuvo aceptación general y es inválido por su prolongado desuso. INVALIDO CACHIRÍ, GRUPO PALEOZOICO (Devónico) Estado Zulia. 134 SUTTON (1946) empleó el nombre de "Grupo Cachirí", para designar los sedimentos que LIDDLE (1928) había llamado "Serie de Río Cachirí". El nombre válido de estos sedimentos es el de Grupo Río Cachirí. El "Grupo Cachirí" del Devónico no debe confundirse con la caliza de Cachirí de GARNER (1926), nombre en desuso, empleado por este autor para designar la sección fallada del Grupo Cogollo del Cretácico medio en el curso inferior del río Cachirí. Véase: RÍO CACHIRÍ, GRUPO INVALIDO "CADORE", FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este termino es ortografía errónea (SENN, 1935), de la Formación Codore. Véase: CODORE, FORMACION. INFORMAL CADULUS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término fue introducido por HOFFMEISTER (1938-a) para designar una subdivisión faunal a base de moluscos de la Formación La Rosa en el lago de Maracaibo. El término se considera como informal por lo somero de su descripción. VALIDO CAICARA, FORMACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. Referencias: Ríos (1969) introdujo por primera vez el término para designar a una secuencia de rocas extrusivas ácidas que afloran en la región nor-occidental del Estado Bolívar, la cual incluyó en el Grupo Cuchivero de McCANDLESS (1965), quien había descrito la misma secuencia sin proponer ninguna designación propia para la misma. TEPEDINO (1985) describió afloramiento de la unidad en la región del medio y alto Caura. MORENO et. al (1985) describió la unidad en el área del Alto Paragua y propuso incluir en su parte basal al Miembro Carum (hoy Formación). RIVAS (1985) la describió en el área 135 de San Fernando de Atabapo. SIDDER y MARTINEZ (1989) la encuentran en la parte alta del río Merevari (cerca de la frontera con el Brasil). Localidad tipo: En las colinas a ambos lados del camino Santa Inés-Morichal Negro, poblados situados al sur de Caicara del Orinoco, estado Bolívar. Descripción litológica: Esta constituida por un conjunto de rocas volcánicas predominantemente ácidas, tales como riolitas y riolitas porfídicas y porfiríticas con matriz de grano fino a medio, seguidas en orden de abundancias por riodacitas y dacitas porfídicas. Exhiben una alineación estructural 5ºN-10ºW y buzamiento de muy alto a vertical. Se observa además intercalaciones de rocas muy finas, afaníticas, muy ricas en cuarzo que probablemente representan tobas cristalinas silicificadas (ignimbritas). La composición mineralógica es muy similar en toda la región; cuarzo (30-60%), en cristales subhédricos a anhédricos y como relleno de espacios intercristalinos, con extinción ondulada en muchas de las muestras analizadas; feldespato (25-60%), como microclino pertítico, microclino y plagioclasa (albita y andesina). La biotita es el principal constituyente ferromagnesiano (hasta un 5%). Como minerales accesorios se distinguen: epidoto, muscovita, pirita y óxidos de hierro. Extensión geográfica: En la región de Caicara del Orinoco aflora en un área aproximada de 2000 Km2. Rocas similares, han sido descritas en la "región sur-central del estado Bolívar, en el área del río Suapure y en la región sur-central del estado Amazonas. Espesor: no se menciona en la descripción original. Relaciones de campo: La unidad esta en contacto intrusivo con los granitos de Santa Rosalía, Guaniamito y San Pedro. Los contactos son nítidos, y se observa un marcado cizallamiento y efectos de metasomatismo (potásico principalmente) a lo largo de ellos en la secuencia volcánica intrusionada. Se encuentra localmente en contacto de falla con el Granito de Parguaza. Correlación: Con las formaciones El Viejo y Carum. Correlaciona con la Formación Iwokrama y con la parte volcánica del Grupo Kuyuwini de Guyana, con la Formación Surumú de Brasil, con la Formación Dalbana y las volcánicas riodacíticas del Grupo Tapajé de Surinam y con las rocas volcánicas de la Serie Paramaca de Guayana Francesa. Edad: Precámbrico. Se determinó una edad K/Ar en roca total de 1346 Ma en riolita cerca de la Paragua; MORENO et. al. (1977) determinaron una edad isocrona de 1736 Ma por Rb/Sr en roca total en el área del río Suapure. HURLEY et al (1973, 1977) definieron una edad Rb/Sr en roca total de 1750 m a partir de tres muestras de la unidad. VALIDO CAICAÍTO, MIEMBRO (Formación Las Piedras) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) 136 Estado Anzoátegui. El nombre de Formación Caicaíto fue publicado sin descripción, por MENCHER et al., (1951 y 1953); HADLEY (LEV, 1956) publicó la primera descripción de su litología y posición estratigráfica, DE SISTO (1961) publico una descripción más detallada y presentando a la unidad, como el miembro superior de la Formación Sacacual (actualmente Las Piedras). SALVADOR (1961) analizo en detalle las subdivisiones confusas y de poca validez de la Formación Las Piedras (Grupo Sacacual), y' recomendó conservar el nombre de Caicaíto como miembro de Las Piedras, en el área a lo largo de la carretera Puerto La Cruz-Oficina, entre San Mateo y Anaco. Véase: LAS PIEDRAS, FORMACION VALIDO CAIGÜIRE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Sucre. Referencias: En los cerros de Caigüire en Cumaná aflora una secuencia de sedimentos fosilíferos y no fosilíferos conocidos como Serie de Capas de Cumaná (LEV, 1956) o Formación Cumaná (BERMUDEZ, 1966). ASCANIO (1972) diferenció dos unidades separadas por una discordancia: la inferior, de facies clástica gruesa y poco fosilífera, denominada Formación Caigüire y la superior, también clástica, muy fosilífera y con desarrollo de coquinas, denominada Formación Cumaná MACSOTAY et al., (1976) la relaciona a las unidades Chiguana y Güiria. Localidad tipo: La localidad tipo de la Formación Caigüire esta ubicada al noreste del poblado de Boca de Sabana, en el tercer afluente de oeste a este de la quebrada del mismo nombre, en los cerros de Caigüire, Cumaná, estado Sucre. Descripción litológica: La sección tipo se reconocen dos intervalos: El inferior, con 155 m de espesor, se caracteriza por arcillas yesíferas poco fosilíferas seguidas por intercalaciones de grava arenosa y gravilla arenosa de grano fino a grueso, con algunos lentes de arcilla; su fauna es escasa y poco diagnóstica. El intervalo superior, de 240 m de espesor, consta de margas fosilíferas y yesíferas, lentes de arcilla y arenisca alternantes, arena, arcilla, arenisca, grava, conglomerados y arenas y arcillas con lentes conglomeráticos. Relaciones de campo: Es discordante por debajo de la Formación Cumaná del Plioceno temprano; la base de la unidad se desconoce. Fósiles: Los fósiles son escasos; se reconocen moluscos como Anadara (Larkinia) patricia, fragmentos de Ostrea sp. y foraminíferos de aguas salobres, no diagnósticos de edad. Edad: La edad de la Formación Caigüire se considera Mioceno-Plioceno. 137 INVALIDO CALDERAS, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Barinas. El nombre de "Formación Calderas" fue publicado originalmente por MACKENZIE (1937, 1938-a) para designar los conglomerados basales y areniscas de la secuencia cretácica en Barinas septentrional. Como localidad tipo, se especifico el cañón del río Calderas, 8,5 km al sureste de la aldea del mismo nombre. En la cuenca de Barinas, la unidad ha sido tratada con varios nombres. MACKENZIE, (1937 1938); PIERCE (1960) Y OSUNA (1994), utilizaron el termino Calderas; KISER (1961), SCHUBERT (1968) Y CAMPOS (1977), lo llamaron Río Negro; RENZ (1959); GAENSLEN (1962) Y KISER (1989-a) la denominan Aguardiente. Contrario a lo dicho en el LEV (1970), GAENSLEN (op. cit.) aplicó el término Río Negro a todos los clásticos basales cretácicos del occidente del país con dos excepciones: el surco de La Guajira y el piedemonte surandino "en donde Apón esta solapado y Aguardiente descansa directamente encima del basamento". Los argumentos e ilustraciones de RENZ (1959) y GAENSLEN (1962) y los de KISER (1997) son los más convincentes en demostrar que la Formación Río Negro está solapada, hacia el flanco sureste del surco de Uribante, por la Formación Apón que, a su vez está recubierta por las formaciones Aguardiente y Maraca. Por lo tanto, Río Negro no aflora en el piedemonte surandino sino al noroeste de Los Andes. La confusión en el uso de la nomenclatura se debe básicamente a que los clásticos basales del piedemonte aparentan ser mayormente de ambiente continental. Sin embargo, la profunda meteorización obviamente presente en el Cretácico de todo el piedemonte surandino puede haber destruido toda evidencia de fósiles o minerales de ambiente marino. Esta formación es considerada inválida por sinonimia. VALIDO CAMPO CHICO, FORMACION PALEOZOICO (Devónico medio) Estado Zulia. Referencias: Este nombre fue introducido por LIDDLE, HARRIS y WELLS (1943), para designar la unidad superior del Grupo Río Cachirí. Posteriormente HEA y WRITMAN (1960) y BOWEN (1972), hacen descripciones detalladas de la formación. BERRY et al., (1993), suministran datos sobre un conjunto de plantas fósiles para determinación de la edad. 138 Localidad tipo: Está ubicada en el caño Grande, tributario del río Cachirí, en el distrito Maracaibo, unos 88 km al oeste de la ciudad de Maracaibo, estado Zulia. (Hoja Nº 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) Extensión geográfica: La unidad aflora sobre una distancia de 4 km entre el caño Grande y el caño del Norte, extendiéndose posiblemente hacia el norte de este último y al sur del primero. Descripción litológica: En la localidad tipo la formación consiste de grauvacas, cuarcitas y ferruginosas de color gris oscuro y estratificación regular, interestratificadas con lutitas arenosas y micáceas de color gris oscuro y escasas calizas negras delgadas. En el Caño del Oeste, afloran cuarcitas con granos de cuarzo redondeados angulares y en el Caño del Norte, calizas arenosas y densas de color gris oscuro y areniscas calcáreas. (WEISBORD, 1956). En el Caño Grande, la base de la Formación Campo Chico contiene una andesita porfidítica de unos 15 m de espesor (HEA y WHITMAN, 1960), de color gris, con textura fraquítica y vesículas de calcita y clorita, la cual infrayace a una toba lítica, de unos 20 m de espesor, de color negro a blanco lechoso, grano grueso y textura cataclástica. Se postula un ambiente restringido de aguas llanas, posiblemente salobre, con un incremento de la influencia continental hacia el tope de la formación. Las localidades fosilíferas examinadas por BERRY et al., (1993) determinan un ambiente depositacional marino marginal deltáico. Espesor: HEA y WHITMAN (1960) consideran que el espesor de la Formación Campo Chico es de 400, mientras que para BOWEN (1972), es solamente de 300 a 350 m. Relaciones de campo: La unidad suprayace concordantemente a la Formación Caño del Oeste, e infrayace discordantemente a unidades del Paleozoico superior y del Mesozoico. Fósiles: En la región del río Cachirí y en la parte media y superior de la unidad, se encontraron abundantes restos de plantas pertenecientes a las Psilophytales (psilophyton sp.) y a las Cycadales (Protolepidodendron sp., Cyclostigma sp., Archaeosigillaria sp), lepidodendrales indet., además de couchostracos (Estheria sp.) y fragmentos óseos de tetáprodos. (BENNEDETTO, 1980). Lycophytes Haskinsia, Colpodexilon Leclergia cf., complexa, Archaeo sigillaria, Pseudo sporochnus, Serrulacaulis, taeriocrada, trimorophytes y progymnospermas (BERRY, et al., 1993) Edad: Con base a las relaciones de campo, a los restos de fósiles y plantas antes citados, la unidad es considerada del Devónico medio-superior (Givetiano). Correlación: Las correlaciones que se postulaban con la Formación Macoíta no tienen validez ya que esta última unidad es de edad Jurásica (BENEDETTO y ODREMAN 1977). INVALIDO CAMPO SANTO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Plioceno) 139 Estado Anzoátegui. Este nombre fue introducido por GONZALEZ DE JUANA (1946). Autores posteriores (HEDBERG, 1950-a; HADLEY, 1956; SALVADOR, 1961-a) indicaron que se trataba de un sinónimo de la Formación Las Piedras (ex-"Grupo Sacacual"). Véase: LAS PIEDRAS, FORMACION INFORMAL CANGUA FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Sucre. AGUASUELOS INGENIERIA (en FURRER y CASTRO, 1997), describe esta nueva unidad en el sector noreste de la serranía del interior oriental, zona Guaruta, Cangrejal, Guacamaya, estado Sucre. La localidad tipo se encuentra en los alrededores del caserío Cangua, ubicado a 700 metros al sur de la carretera asfaltada Cangrejal, El Soro, La Ceiba, estado Sucre y a aproximadamente 1000 metros al sur sureste del caserío El Soro. La unidad se puede dividir en tres unidades: en la base, aproximadamente 50 metros de un miembro detrítico de areniscas muy finas, muy bien escogidas y estratificadas en capas delgadas, dentro de las cuales existen pequeñas capas lutáceas micáceas. Hacia el tope las areniscas parecen mucho más ricas en óxidos de hierro. En contacto estratigráfico continua una unidad carbonática con calizas hemipelágicas, bioturbadas y margas hemipelágicas bioturbadas. Las capas son irregulares, muy ricas en foraminíferos y hacia el tope se encuentran radiolarios. Encima de las calizas se desarrolla un conjunto lutítico que tiene en la base unos 10 metros de lutitas muy meteorizadas, muy ricas en foraminíferos. Le siguen unos 70 metros de marlitas, muy arcillosas, hemipelágicas, con bioturbaciones rellenas de arenas finas. Estas marlitas contienen también unas capas delgadas de 0.1 a 0.2 metros de espesor de caliza hemipelágica bioturbada. Tiene un espesor total aproximado de 150,2 metros. La Formación Cangua se extiende sobre aproximadamente 1,5 kilómetros cuadrados y se le puede observar a lo largo de la carretera de tierra que conduce al caserío de Cangua. También se le encuentra en la carretera asfaltada Cangrejal-Agua Fría a la altura del cerro Víctor Marín. Se ubica estratigráficamente encima de la Formación Río Chávez y por debajo de las calizas alóctonas, corrimiento El Zorro, Albiense tardío de la Formación Borracha. El contacto con la formación infrayacente Río Chávez, no se observa. Esta formación tiene una edad Eoceno temprano a Eoceno medio parte superior. VALIDO CANOA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) 140 Estado Monagas. Referencias: HEDBERG et al., (1947) se refirieron a la parte inferior de su Formación Temblador, con la designación de miembro inferior abigarrado (lower mottled member). PATTERSON y WILSON (1953) elevaron la formación al rango de grupo, y llamaron el término descriptivo anterior, Formación Abigarrada (Mottled Formation). DUSENBURY (1960) modificó, este término indeseable por no geográfico, al de la Formación Canca. VAN ERVE (1985) realizó determinaciones de edades de la sección cretácea, en el subsuelo del área Zuata, del campo faja del Orinoco, en base de palinomorfos. KISER (1987) y VEGA y DE ROJAS (1987) describen y discuten brevemente la distribución de esta formación en las áreas de Machete y Zuata, respectivamente, del campo faja petrolífera del Orinoco. Localidad tipo: DUSENBURY (1960) retuvo como sección tipo, la designada originalmente por HEDBERG et al., (1947) en el pozo Tigre-1, intervalo 9 m, y sus coordenadas son N-158.994 y E-617.797. Sin embargo, el nombre, se tomó del pozo Canoa-2. (Hoja Nº 7442, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Subsuelo de la región meridional, central y parte de la región septentrional de los estados Monagas, Anzoátegui y Guárico (PATTERSON y WILSON, 1953). Descripción litológica: Conglomerados de grano fino y areniscas conglomeráticas, areniscas, limolitas y arcilitas generalmente moteadas con manchas grises, gris verdoso, amarillo, marrón, rojo, púrpura (HEDBERG, 1950). Se encuentran también algunos intervalos de grano grueso, areniscas y limolitas blanquecinas, pulverulentas e intercalaciones de arcilita gris azulada, con restos de plantas (Hedberg, op. cit.). En el subsuelo de Guárico, consta de lutitas y arcilitas irregularmente estratificadas, típicamente abigarradas, en tonos de gris, verde, rojo, amarillo y morado, con algunas areniscas moteadas (PATTERSON y WILSON, 1953). El conjunto de minerales pesados característicos de esta unidad, corresponden a una suite verde (magnetita-ilmenita-zircónturmalina-epidoto-zoisita); y menores cantidades de estaurolita y anfíboles sin diferenciar (ESCALONA, 1985). La presencia de conglomerados y restos de plantas, sugiere su depositación en ambientes continentales (HEDBERG et al., 1947). Espesor: En la sección tipo tiene 100 m de espesor (DUSENBURY, 1960). Según GONZALEZ DE JUANA, et al., (1980), varia de cero a varios cientos de metros. En la faja petrolífera del Orinoco (área Machete), tiene un promedio 90 m (ESCALONA, 1985). La unidad se adelgaza hasta desaparecer al sur, hacia el Escudo de Guayana, así como hacia el área de Hamaca (LATREILLE, et al., en ISEA, 1987). Relaciones de campo: El contacto inferior es marcadamente discordante sobre una superficie aparentemente peneplanada, constituida por rocas ígneas y metamórficas del basamento, o localmente con las formaciones Hato Viejo y Carrizal (HEDBERG, et al., 1947). El contacto superior es transicional y marca un cambio de facies predominantemente 141 continental (Formación Canoa), a facies dominantemente marinas suprayacentes (Miembro La Cruz de la Formación Tigre) (PATTERSON y WILSON, 1953). Fósiles: A excepción de restos de plantas no identificados (HEDBERG, et al., 1947), no se conocen fósiles en la Formación Canoa. VAN ERVE (1985) reconoció palinomorfos (zona de Tricolpites-Exesipollenites tumulus) en el subsuelo del área de Zuata (pozos NZZ-19X y NZZ-116X) en una secuencia de ambiente continental infrayacente al Miembro La Cruz (Formación Tigre), que aparentemente se identifica con la Formación Canoa. Edad: Se considera Cretácico (Albiense - Cenomaniense), debido a su posición infrayacente al Miembro La Cruz, de edad Turoniense inferior -Cenomaniense?, con el cual guarda relación concordante, y suprayacente a rocas paleozoicas o precámbricas en forma discordante (HEDBERG, et al., 1947). De acuerdo a los palinomorfos arriba mencionados, VAN ERVE (1985) le asigna una edad Aptiense-Albiense. Correlación: Se correlacionan cronoestratigráficamente con algunas de las formaciones del Grupo Sucre (Chimana, El Cantil y parte superior de Barranquín), de acuerdo a GONZALEZ DE JUANA, et al., 1980. Sinonimia: Los siguientes son términos equivalentes, ahora en desuso, de esta formación: Miembro Inferior Abigarrado de la Formación Temblador (HEDBERG et al., 1947) y Formación Abigarrada de PATTERSON y WILSON (1953). INFORMAL CANTAGALLO, METAGABRO DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Guárico. Este cuerpo fue cartografiado primeramente por KONIGSMARK (1958, 1965) como "Diorita hornbléndica" presentando una breve descripción. Posteriormente su cartografía fue mejorada por GONZALEZ y PICARD (1971, 1972) y GONZALEZ (1972), pero no añaden nada a la descripción y solo lo identifican como "Gabro". SANTAMARIA (1972) y SANTAMARIA y SCHUBERT (1974, 1975) utilizan informalmente el nombre de "Metagabro de Cantagallo", analizando químicamente algunas muestras y determinado su edad por el método de K/Ar. La localidad tipo se encuentra a 5 km al noroeste del poblado de Cantagallo, a su vez ubicado a 16 km al suroeste de San Juan de Los Morros, estado Guárico. (Hoja Nº 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). KONINGSMARK (1965, p. 261-262) indica que localmente el plutón esta fuertemente bandeado, variando el espesor de las bandas entre varios centímetros a varios metros, debiéndose dicho bandeamiento a variaciones en el tamaño de grano medio a grueso. Algunas bandas de grano grueso contienen xenolitos de diorita de grano fino. En los bordes se caracteriza por una zona de grano más fino que el autor interpreta como márgenes intrusivos de enfriamiento, además identifican xenolitos de rocas del Grupo Villa de Cura. 142 La petrografía indica que la roca contiene cantidades equivalentes de plagioclasa y hornablenda, con alrededor de 1 % de clorita. En algunas muestras se encuentran pequeñas cantidades de augita. La plagioclasa esta muy alterada, no siendo posible determinar su composición bajo el microscopio óptico, pero el grado de alteración indica que fue bastante cálcica. La augita se encuentra enteramente envuelta de hornablenda y ambos minerales están parcialmente alterados a clorita. En la matriz se encuentran trazas de magnetita titanífera. En el mapa de KONIGSMARK (1958, 1965) aparece identificado un solo cuerpo de esta unidad, con unas dimensiones de unos 4 x 2 km. GONZALEZ y PICARD (1971, 1972) y GONZALEZ (1972) además del cuerpo principal señalado por KONIGSMARK, cartografían un segundo cuerpo a 8 km al oeste del primero. Según KONIGSMARK (1958, 1965) este cuerpo es intrusivo en las rocas del Grupo Villa de Cura, más específicamente justo en el contacto entre las formaciones El Carmen y El Chino; GONZALEZ y PICARD (1971, 1972) y GONZALEZ (1972) no reconocen la Formación El Carmen en esa región, e indican que las rocas gabroides son intrusivas en la Formación El Chino. SANTAMARIA (1972) y SANTAMARIA y SCHUBERT (1974, 1975) determinan cuatro edades de K/Ar en roca total, resultando valores que varían entre 65±5 hasta 67±6 Ma. KONIGSMARK (1965, p. 262) indica ciertas similitudes con la diorita hornbléndica que describe SMITH (1952) cerca de Tiara (hoy en día Metadiorita de La Guacamaya). Igualmente asocia el evento formador de este cuerpo, con el del Complejo Ultramáfico de Chacao. VALIDO CANTAURE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón Referencias: JUNG (1965) publico la primera descripción litológica de la unidad. MACDONALD (1968) engloba en su publicación todos los sedimentos terciarios aflorantes en Paraguana, bajo el término Lutita Arcillosa de Punto Fijo. En LEV (1970) es reconocida la formación por primera vez de manera formal, basándose en la publicación de JUNG (1965). THOMAS y MACDONALD (1970) discuten la validez de la sección tipo publicada por JUNG (1965), y proponen que una nueva sección sea designada. DIAZ DE GAMERO (1974) aporta nueva información sobre la edad de la formación, con base a las asociaciones faunales de foraminíferos planctónicos. HUNTER y BARTOK (1974) aportan nuevos indicios sobre la edad de la formación, además de objetar la designación de la sección tipo, alegando que la localidad designada corresponde a la localidad tipo de las faunas de moluscos de INGRAM (1947), y no a la de la Formación Cantaure, tal como fue descrita por Natera en reporte interno de la Creole, y en cuyas descripciones se basó JUNG, 143 para la descripción litológica de la unidad. GIBSON-SMITH (1974) aportan nuevos datos acerca de los moluscos de la Formación Cantaure. AGUILERA (1993) identifica una abundante y variada fauna de peces. ESTEVEZ y PADRON (1996) reportan nuevas especies de gastrópodos. REY (1996) aporta nueva información acerca de la unidad y su microfauna. Localidad tipo: La localidad tipo de JUNG (1965) se extiende desde un punto, a unos 300 m de Casa Cantaure, situada cerca de la mesa de Cocodite, unos 10 km al oeste de Pueblo nuevo, península de Paraguaná, distrito Falcón del estado Falcón, hacia el sur por una distancia no determinada, superior a los 1500 m. Varios autores han objetado esta localidad tipo. HUNTER y BARTOK (1974) indican que la parte basal de la formación se encuentra bien expuesta en la quebrada Barbasco, al sur-sureste de Casa Cantaure, y la parte superior de la formación se encuentra mejor expuesta, aproximadamente 1 km al oeste de este sitio. (Hoja Nº 6251, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: El área de afloramientos está restringida a la parte central de la península. Descripción litológica: La descripción litológica más completa se encuentra en HUNTER y BARTOK (1974). Según estos autores, la formación comienza con una brecha basal de al menos 2 m de espesor, compuesta principalmente de bloques de granito de diversos tamaños con fragmentos de concha de Balanus sp. La parte inferior de la formación esta constituida por lutitas limosas y yesíferas, con algunos intervalos arenosos, siendo la característica más importante de esta parte de la sección, los ricos niveles de moluscos. La parte superior de la formación aflora al oeste de Casa Cantaure, donde a partir del nivel fosilífero principal, comienza un intervalo caracterizado por lutitas intercaladas con calizas delgadas; estas calizas son principalmente algales, pero contienen niveles de moluscos; calizas pasan lateralmente, 1 km hacia el oeste, a lutitas yesíferas y jarosíticas. La ocurrencia de macrofósiles esta limitada a un solo horizonte, dominado por Ostrea aff. aguaclarensis paraguanensis. En ese punto, toda la parte superior de la formación esta representada por lutitas; suprayaciendo a estas lutitas, se encuentra una caliza cuya base marca el tope de la formación Cantaure. REY (1996) describe la secuencia de la parte media de la formación, en un pozo de agua (pozo Cantaure), caracterizada por la alternancia de areniscas friables masivas y arcillitas grises. Espesor: El espesor estimado de la formación es de 75 m (JUNG, 1965). Relaciones de campo: La Formación Cantaure descansa con fuerte discordancia sobre las rocas ígneas y metamórficas de la mesa de Cocodite, distrito Falcón, en la península de Paraguaná (JUNG, 1965). REY (1996) especifica que el contacto inferior es discordante con el Granito de Paraguaná y se asume discordante sobre las metamórficas de la Formación Pueblo Nuevo. 144 El tope es aparentemente concordante con un manto de caliza (JUNG, 1965) que HUNTER y BARTOK (1974) se inclinan a considerar post-Cantaure pre-Plioceno. REY (1996) asume el contacto superior de la Formación Cantaure como discordante con el Miembro Amuay de la Formación Paraguaná. Fósiles: Esta formación posee una fauna muy rica de moluscos. JUNG (1965) reporta 146 especies de moluscos, de las cuales las siguientes fueron descritas como nuevas especies: Nucula (Sacella) parva, N. (S.) gnamon, N. (S.?) gracillima, Nucula (Politoleda?) forcarti, Anadara (Cunearca) inutilis, Noetia dauleana paraguanensis, Corbula (Caryocorbula) fortis, Acmaea? astroides, Cirsotrema undulalum, Crepidula? (Crepipatella?) insculpta, Murex (Siratus?) triangularis, Eupeura kugleri, Fusinus mithras, Voluta vautrini, Cancellaria (Euclia) werenfelsi, Cancellaria (Bivetiella) beata, Trigonostoma woodringi, Crassispira conica, Knefastia kugleri, Borsonia (Paraborsonia) cantaurana, Conus wiedenmayeri, Conus aristos, Conus talis y Hastula lissa. La siguiente fauna fue reportada en THOMAS y MACDONALD (1970), proveniente de una muestra tomada por MACDONALD (USGS localidad 23888, 6,2 km al oeste-nororeste de San José de Cocodite), e identificada por Jung: Turritella cocoditana, Architectonica (A.) nobilis karsteni, Marginocypraea wegeneri, Ficus carbasea, Murex sp., Cymatophora paraguanensis, Xancus falconensis, Conus sp., Polystira barretti, Fusiturricula cf. F. yaquensis, Terebra (Paraterebra) inaequalis, Nucula paraguana, Clementia (C) dariena, Pitar (Liophora) cf. P. quirosensis. GIBSON-SMITH (1974) describe nuevas especies de gastrópodos de la unidad. GIBSON-SMITH (1974) investigan ampliamente el género Strombina en la Formación Cantaure. AGUILERA (1993) reporta una variada fauna de peces marinos, representados por dientes, placas dentarias y otoIitos de 26 familias, con 33 géneros, de los cuales se describen 14 especies y 28 especies quedan en nomenclatura abierta. ESTEVEZ y PADRON (1996) identifican 19 especies de gastrópodos no reportadas por JUNG (1965). DIAZ DE GAMERO (1974) publicó una lista extensa de foraminíferos planctónicos y bénticos de la Formación Cantaure. Entre los planctónicos, se encuentran: Globigerina ciperoensis angustiumbilicata. G. praebulloides, Globigerinoides bisphericus, G. trilobus, Globigerinatella insueta. Entre los bénticos se encuentran varias especies de Quinqueloculina, Triloculina, Massilina, Spiloloculina, Textularia. Bolivina, Ammonia y Hanzawaia. HUNTER y BARTOK (1974) reportan, asociados a los niveles de moluscos, los siguientes foraminíferos planctónicos: Globigerinoides diminutus, G. sacculifer, G. obliquus, G. subquadratus, Globorotalia peripheroronda, Globigerina venezuelana, Globoquadrina altispira y G. dehiscens. REY (1996) estudia la microfauna de foraminíferos, reportando además la presencia de ostrácodos, briozoarios de formas incrustantes y bifoIiadas, micromoluscos y pterópodos del genero Vaginella. Edad: Con base a la identificación de las zonas de Globigerinatella insueta y de Praeorbulina glomerosa de BOLLI (1966), o zonas N7 y N8 de BLOW (1969), se le asigna a esta formación una edad Mioceno temprano (DIAZ DE GAMERO, 1974). REY (1996) ratifica esta edad y añade que el conjunto de nannoplancton calcáreo corresponde a las zonas NN4 y NN5, zonas de Helicosphaera ampliaperta y de Sphenolithus. 145 Correlación: HUNTER y BARTOK (1974) correlacionan la Formación Cantaure con la Formación Cerro Pelado y la Lutita de Querales (Formación Querales) del estado Falcón, y también con la Formación Jimol, de la península de La Guajira. DÍAZ DE GAMERO (1989) la correlaciona con la Formación Querales. REY (1996) llega a la misma conclusión, de acuerdo a las asociaciones de foraminíferos bénticos. VALIDO CAÑA BRAVA, MIEMBRO (Formación La Sierra) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Zulia. Este término, original de MILLER y SANJUAN (1963), y descrito en detalle por SANJUAN (1964) designa el miembro lutítico intermedio de la Formación La Sierra. El nombre proviene de los afloramientos tipo en la quebrada Cañabrava (o Caña Brava), 21 kilómetros al noroeste de La Villa de Rosario en Zulia occidental. Véase: LA SIERRA, FORMACION. INVALIDO CAÑADONES, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre, introducido por GARNER (1926) para definir escasos afloramientos de capas eocenas expuestas cerca de Maracaibo, ha sido abandonado desde hace tiempo por su sinonimia con unidades mejor definidas en el subsuelo. Véase: MISOA, FORMACION VALIDO CAÑAOTE, FORMACION PALEOZOICO (Ordovícico) Estado Cojedes. Referencias: MARTIN (1961) le asigno este nombre a los niveles superiores de las metasedimentarias del Grupo El Barbasco, a las que estudio en detalle. Anteriormente, esta unidad, junto con las restantes rocas metamórficas sin diferenciar de El Baúl, había sido mencionada por LIDDLE (1928 y 1946) y por BUCHER (1952) y descrita superficialmente por FEO-CODECIDO (1955). 146 Localidad tipo: Estribaciones meridionales de la fila Teresén, región de Cañaote, El Baúl, distrito Girardot, estado Cojedes, (Hojas Nº 6542 y 6543, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora en las filas de Teresén y Cañaote, en los cerros de Piñero, Casupal y Silva, macizo de El Baúl, estado Cojedes. Descripción litológica: La unidad se compone de cuarcitas micáceas orientadas (60%), interestratificadas en su parte media y superior con meta-areniscas arcósicas lenticulares, ligeramente foliadas, de grano grueso pobremente escogido y de color blanco, y por hornfelses samíticos; son excelentes capas guías y desarrollan lentes afaníticas que representan facies andalusíticas. MARTIN (1961) le asigna a esta formación un metaconglomerado lítico, que denomino Seudo-gneis de Cayetano, y aflora en un solo sitio a 1 km al sur del hato Piñero. La unidad se halla atravesada por vetas de cuarzo brechado de 1,5 a 2 m de espesor; sufrió un metamorfismo regional de bajo grado, al que se sobreimprimió un metamorfismo de contacto y un metasomatismo, causados por la intrusión granítica. El ambiente depositacional es considerado de plataforma inestable, con regresión marina a continental y de condiciones oxidantes. Espesor: Se estima en unos 300 m. Relaciones de campo: La Formación Cañaote presenta un contacto gradacional con la Formación Cerrajón y se coloca donde se comienzan a desarrollar los horizontes arcósicos. El contacto superior con la sección basal del Grupo Volcánico de Las Guacamayas, es discordante y de falla. Fósiles: No se mencionan fósiles de esta formación. Edad: Por su posición estratigráfica en el tope de un grupo de metasedimentos de edad Cámbrico tardío-Ordovícico, y por hallarse intrusionada por un granito del Carbonífero, MARTIN, (1961) asigna esta formación, al Ordovícico. Correlación: MARTIN (1961) correlaciona la unidad con la Formación Carrizal del subsuelo de Guárico meridional, y con parte de la Formación Mucuchachí, en el flanco suroriental de Los Andes. VALIDO CAÑO DEL NOROESTE, FORMACION PALEOZOICO. (Carbonífero inferior medio) Estado Zulia Referencias: BOWEN (1972), introduce el término de Formación Caño del Noroeste, para designar la parte inferior del Grupo Sabaneta en la sierra de Perijá, aunque el grupo antes 147 mencionado, fue definido originalmente para Los Andes venezolanos (OPPENHEIM, 1937; KEHRER, 1938). BENEDETTO (1980), al realizar estudios paleontológicos en el Paleozoico superior (Formación Caño Indio) de la sierra de Perijá, ubica a la unidad en el Carbonífero inferior (Mississipiano). Localidad tipo: Está ubicada en el caño del Noroeste, entre puntos a 680 y 950 m en línea recta, desde su confluencia con el caño del Norte en el curso superior del río Cachirí. (Hoja Nº 5748, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad se reconoce en las cabeceras del río Cachirí, caño Colorado, río Palmar, y probablemente en el cerro Cerrejón, en el valle de Ranchería, Colombia. Descripción litológica: La litología de la formación consiste típicamente de bancos de areniscas delgadas, arcósicas, a veces guijarrosas, de grano fino a medio, alternando con lutitas limosas y lodolitas de color gris, gris verdoso y raramente púrpura; se presentan además, calizas crinoidales delgadas y lutitas calcáreas de color gris oscuro; en algunas areniscas y lutitas grises abunda material carbonoso; también presenta intervalos más espesos de areniscas y lutitas macizas, menos típicas. Aunque la unidad presenta aspecto superficial de flysch, las características turbidíticas no son comunes, y parece más probable que se haya depositado en un ambiente marino restringido de aguas llanas. Según BENEDETTO (1980), el ambiente de la formación es predominantemente continental. Espesor: En la sección tipo, BOWEN (1972) estimó un espesor de 220 m, aunque esta tectonizada. En el caño Colorado, el mismo autor señala un espesor de 300 m, mientras que en otras localidades (caño Grande, caño del Oeste y caño Caliche), los espesores oscilan entre 50 y 100 m. Relaciones de campo: La Formación Caño del Noroeste suprayace a la Formación Campo Chico, del Devónico, con leve discordancia, e infrayace en aparente concordancia, a la Formación Caño Indio. Las grandes variaciones locales de espesor, posiblemente indiquen un contacto superior también discordante. Fósiles: BOWEN (1972) publica lista de fósiles procedentes del caño Colorado del Sur, a 1100 m desde su confluencia con el caño Colorado, donde afloran calizas crinoidales con fusulínidos y lutitas con braquiópodos. Entre los ejemplares determinados, se pueden mencionar: Paramillerella sp., Millerella sp., Plectogyra sp., Chonetes sp., Dictyoclostus cf., burlingtonensis (HALL), Marginicinctus sp., Rugochonetes sp., Spirifer cf. missouriensis swallow, Astartella aff. concéntrica (CONRAD), Nyalina aff. keokut Worthen, Schizodus aff. newarkensis HERRICK. En el mismo horizonte se encontraron palinomorfos. Estas faunas según BENEDETTO (1980), corresponderían a la Formación Caño Indio. En el Caño del Noroeste, habría restos de anfibios laberintodos y restos de plantas indeterminables. Edad: Tanto la fauna antes mencionada como los palinoformos, corresponden al Carbonífero medio inferior. 148 Correlación: La Formación Caño del Noroeste, es equivalente lateral del miembro inferior clástico de la Formación Sabaneta de ARNOLD (1966), del cual se diferencia, por su contenido de calizas marinas fosilíferas y ausencia de areniscas macizas. La secuencia de Cerro Cerrejón mencionada por TRUMPY (1943), probablemente se correlaciona con la Formación Caño del Noroeste. VALIDO CAÑO DEL OESTE, FORMACION PALEOZOICO (Devónico medio) Estado Zulia. Referencias: Esta unidad fue descrita originalmente por LIDDLE, HARRIS y WELLS (1943), ubicándola en la parte media del Grupo Río Cachirí. Posteriormente, HEA y WHITMAN (1960) describen la sección expuesta en el Caño Grande, donde la secuencia se presenta completa. BOWEN (1972) hace una descripción detallada de la unidad, discrepando con los autores anteriores en cuanto a la litología de la Formación. ORTIZ (1977), indica la posible presencia de la Formación Caño del Oeste, en las cabeceras de los ríos Palmar y Lajas. Localidad tipo: Se encuentra ubicada en el caño del Oeste, afluente del río Cachirí, distrito Maracaibo, unos 87 km al oeste de la ciudad de Maracaibo, estado Zulia. (Hoja No. 5748, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). Descripción litológica: En la sección tipo, la unidad se compone de cuarcitas ferruginosas y micáceas, de grano fino y color negro azulado; lutita limolítica negra, micácea, nodular, con fractura quebradiza y partículas microscópicas de lignito; lutita pizarrosa negra, micácea, astillosa, y ocasionalmente lutita negra untuosa. En la parte basal de la unidad, la lutita se endurece por el contacto, con una capa intrusiva de basalto de unos 9 m de espesor; en ambos lados, las lutitas son pizarrosas. HEA y WITMAN (1960) consideran la intrusión como perteneciente a la parte superior de la formación, y no a la inferior. Estos autores dividen la formación en dos miembros: uno inferior de 490 m de espesor, compuesto de lutitas sericíticas de color marrón parduzco, untuosas, en capas delgadas, con algunas capas calcáreas, que se interestratifican con las calizas infrayacentes y macizas de la Formación Caño Grande, y en la parte superior, con grauvacas de grano fino a medio. Hacia la parte superior, hay una grauvaca feldespática parda, de grano medio, de 15 m de espesor, entre cuyos granos aparecen los primeros productos volcánicos del grupo. El miembro superior, de 710 m de espesor, consiste de calizas dolomíticas de color azul a negro-parduzco, en lechos medianos a macizos, interestratificados con grauvacas calcáreas y ferruginosas, de color marrón y grano entre fino y limoso, lutitas nodulares de color gris oscuro en capas delgadas. La característica principal es la abundancia de material carbonoso y de pirita. BOWEN (1972) discrepa de la descripción litológica dicha anteriormente; según este autor, no pudo ubicar la capa de basalto intrusiva de 9 m, descrita por LIDDLE (1946); el porcentaje de calizas (30%) señalado por HEA y WHITMAN (1960), según BOWEN 149 (1972), se reduce a unas pocas limolitas calcáreas; este ultimo autor menciona para esta unidad, inmediatamente por arriba de la Formación Caño Grande una secuencia de 100 a 130 m de lutitas silíceas, lutitas limosas y lodolitas de color gris oscuro a negro, muy duras y arcillosas, y limolitas calcáreas, ferruginosas y delgadas, secuencia esta que según BOWEN (1972), debería ser tomada como guía de campo para correlaciones amplias. BOWEN (1972) tampoco observo las grauvacas con fragmentos de esquistos y volcánicas de la parte media de la formación, ni las calizas dolomíticas de la parte superior, mencionadas por HEA y WHITMAN (1960). Espesor: LIDDLE (1946) determinó en la localidad tipo, un espesor de 1067 m. HEA y WITMAN (1960) mencionan un espesor de 1200 m en el Caño Grande. BOWEN (1972), indica un espesor de 400 m en el caño del Oeste donde, según él, no está fallada. Extensión geográfica: Vertiente oriental de la sierra de Perijá en los distritos Páez, Mara, Maracaibo y Perijá, estado Zulia. Relaciones de Campo: La Formación Caño del Oeste suprayace concordantemente a la Formación Caño Grande, e infrayace a la Formación Campo Chico, también en relación de concordancia. Fósiles: Con excepción de las capas fosilíferas cerca de la base, solo se obtuvieron fósiles en la parte superior extrema de la formación, en los caños Macaurel, del Oeste, Grande, Pescado, Colorado, Aburrido y Caliche. Incluye fósiles en orden de abundancia, braquiópodos (espiriféridos y rinconélidos), bivalvos, gasterópodos, crinoideos, corales sencillos y palinomorfos. Se determinaron las especies siguientes: Acrospirifer, Brachispirifer Palmerae CASTER, Chonetes (Eodevonaria) semihemisphericus WEISBORD, Chonostrophia knodi CASTER, Eodevonaria imperialis CASTER, Leptocoellia flabellites HALL, Spirifer weisbordi HARRIS, Nuculites triqueter CONRAD, Pterinopecten Pseudoclaviculopecten princeps (CONRAD), Cylindrophyllum elongatun. Edad: Con base a relaciones de campo y a los fósiles determinados, la Formación Caño del Oeste se ubica en la parte inferior del Devónico medio. Correlación: Las correlaciones postuladas en la "Formación Río Tinacoa" o Formación Tinacoa, no son válidas ya que esta unidad es del Jurásico inferior (ODREMAN y BENEDDETTO, 1977). Paleoambiente: La fauna descrita para la unidad, sugiere condiciones ambientales de aguas llanas, posiblemente salobres y con circulación restringida. INVALIDO CAÑO DULCE, CAPAS DE, FORMACION 150 CENOZOICO Estado Anzoátegui. HEDBERG (1950-a) describió esta unidad de litología variable, transicional entre los grupos Merecure y Santa Inés. El término se ha empleado muy pocas veces y SALVADOR (1964-b) recomienda su eliminación debido a que los afloramientos especificados por HEDBERG corresponden a partes de varias formaciones establecidas. Véanse: NARICUAL, FORMACION y CAPIRICUAL, FORMACION. VALIDO CAÑO GRANDE, FORMACION PALEOZOICO (Devónico temprano-medio) Estado Zulia. Referencias: LIDDLE, HARRIS y WELLS (1943), describieron la Formación Caño Grande, ubicándola como la unidad basal del Grupo Río Cachirí, criterio que es mantenido por LIDDLE (1946) y por HEA y WHITMAN (1960). BOWEN (1972) difiere de los autores anteriores y considera que la base del Grupo Río Cachirí, la constituye la Formación Los Guineos descrita por él. ORTIZ (1977) describe el Grupo Río Cachirí, en las cabeceras de los ríos Palmar y Lajas, sin subdividirlo, pero piensa que la Formación Caño Grande aflora en el área. Localidad tipo: La localidad tipo de esta unidad se encuentra ubicada en el Caño Grande, tributario del río Cachirí, distrito Maracaibo del Estado Zulia, unos 90 km al oeste de la ciudad de Maracaibo. (Hoja Nº 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Caño Grande, aflora continuamente en una distancia de 70 km al noreste de la sección tipo. Más al norte, en los ríos Socuy y Guasare, se encuentran cantos rodados de la unidad, lo cual indica la extensión hacia el norte de sus facies, posiblemente por una distancia de 40 a 50 km, a lo largo del flanco oriental de la sierra de Perijá (WEISBORD, 1956). BOWEN (1972), señala afloramientos en los pequeños afluentes por la margen izquierda, en las cabeceras del río Palmar, al noreste de mesa Turik; además midió secciones en el caño del Oeste y en el caño Colorado y según este autor, también aflora en las cabeceras de los caños Colorado y Pescado. Según ORTIZ, (1977), la unidad aflora en las cabeceras de los ríos Palmar y Lajas, sin dar más indicaciones. Descripción litológica: En la sección tipo, la unidad consiste principalmente de lutitas arenosas nodulares grises, limolíticas, calcáreas y micáceas, con material lignítico y agregados, que presentan factura quebradiza. En la base afloran areniscas cuarcíticas de color gris oscuro y grano fino, micáceas, regularmente estratificadas, y escasas areniscas lutíticas con impresiones de esperiferidos y corales. HEA y WHITMAN (1960) dividen la unidad en dos miembros: uno inferior de 300 m de espesor, compuesto de grauvacas 151 micáceas y areniscas de grano fino y color gris claro a marrón-amarillento oscuro, en capas delgadas a medianas; el miembro superior de 460 m de espesor, consiste de calizas y lutitas bioclásticas de color gris negruzco, en capas medianas, interestratificadas con limolitas micáceas, carbonosas y piríticas, y con calizas microcristalinas limosas, que contienen numerosos fragmentos de fósiles y glóbulos irregulares de calcita feldespática. En las calizas y lutitas, se presentan capas de margas de 30 a 75 cm de espesor. BOWEN (1972), señala que la litología dominante de la formación, es de lutitas y lodolitas muy uniformes, de color gris a gris oscuro, limosas y micáceas, indicando que existen dos desarrollos arenosos importantes, y dos miembros calcáreos principales donde se obtuvo abundante fauna. La fauna descrita para la unidad, sugiere condiciones ambientales de aguas llanas, posiblemente salobres y con circulación restringida. Espesor: HEA y WHITMAN (1960) determinaron un espesor de 760 m en la sección tipo; BOWEN (1972) señala para esta misma sección del caño Grande, un espesor de 550 m, la cual, según él, está fallada, agregándole 310 m en el caño Sur cercano al anterior, lo cual daría un total de 860 m de espesor para la unidad. Relaciones de campo: La base de la Formación Caño Grande se encuentra en contacto de falla con la serie de Perijá. Según BOWEN (1972), la unidad esta fallada en su base en todas las localidades, pero suprayace claramente a la Formación Los Guineos; el contacto superior es transicional con la Formación Caño del Oeste. Fósiles: BOWEN (1972) da una larga lista de fósiles invertebrados, los cuales en orden de abundancia, están constituidos por braquiópodos, bivalvos, corales sencillos, briozoarios, gasterópodos, crinoides, trilobites, corales compuestos, entre los que se determinaron las formas siguientes: Acrospirifor olsonni. CASTER, Amphigena elongata var. WEISBORDI HARRIS, Atrypa harrisi CASTER. Australospirifer cf. antarticus (MORRIS y SHARPE), Brachispirifer audaculus Zulianus WEISBORD, Brachy thyris sp., Mucrospirifer, Camaroteochia, Costispirifer cf. arenosus (CONRAD), Cymostrophia, Dictyostrohia cooperi, CASTER; Elytha colombiana, CASTER, Eodevonaria imperialis CASTER, Leptaena boyaca CASTER, Leptocoellia flabellites HALL, Pentagonia gemmisulcata CASTER, Pterinopecten sp., Rhipidomella liddlei HARRIS Rhytistrophia caribbeana (WEISBORD), Schizophoria, Spirifer meridoamericanus WEISBORD, Platysome Lineatum (CONRAD), Platyceras sp. Phacops cf. salteri KOZLOWSKI, placas de crinoides indeterminadas, fenestellidos, dientes de peces y palinomorfos (elementos florales). Edad: Con base a las relaciones de campo y a los fósiles determinados, la Formación Caño del Oeste se ubica en la parte inferior del Devónico medio. Correlación: Las correlaciones postuladas con la Formación Río Tinacoa o Formación Tinacoa, no son válidas, ya que esta unidad es del Jurásico inferior (ODREMAN y BENEDETTO, 1977). 152 VALIDO CAÑO MARI, GRANITO DE PRECAMBRICO Estado Bolívar. El término fue propuesto por MORENO et al (1985) para designar un pequeño cuerpo intrusivo, de carácter ácido, asociado a las rocas volcánicas ácidas de la Formación Caicara y localizado en el área del caño Mari, afluente izquierdo del alto Paragua. MORENO et al (op. cit.) señalan como localidad tipo un salto en el cauce del caño Mari, municipio autónomo Raúl Leoni, estado Bolívar, (Hoja Nº 7431, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Es un plutón de pequeña extensión, que cubre unos 27 km2 en el área del Caño Mari, formado por un granito de grano medio, bastante homogéneo, cuarzoso, color rosado y con epidoto claramente identificable. El tamaño del grano se hace más fino al aproximarse a la roca caja, haciéndose menos homogéneo, presentado cizallamiento y lineación mineral. Contiene pertita, ortosa, microclino, plagioclasa y cuarzo, como minerales esenciales, y, epidoto y clorita, como minerales secundarios. La textura es alotriomórfica equigranular. Por su aspecto macroscópico y su composición mineralógica, la unidad se correlaciona con el Granito de Santa Rosalía, intrusivo en las rocas volcánicas de Caicara. VALIDO CAÑO INDIO, FORMACION PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) Estado Zulia. Referencias: BOWEN (1972) introduce este nombre para designar la parte superior del Grupo Sabaneta, en la sierra de Perijá, el cual había sido definido originalmente para unidades de Los Andes venezolanos (OPPENHEIM, 1937, KEHRER, 1938). La unidad consiste en una secuencia de lutitas de color rojo púrpura, lodolitas y areniscas rojas, que suprayace a la Formación Caño del Noroeste, e infrayace concordantemente a la Formación Río Palmar, gris y predominantemente carbonática. Es equivalente aproximado de la Arenisca de Palmarito, de HEA y WHITMAN (1960). ORTIZ (1977) hace referencia al Grupo Sabaneta, sin diferenciar, para referirse a las formaciones Caño del Noroeste y Caño Indio. BOWEN (op. cit). BENEDETTO (1979), describe la Formación Caño Indio, agregando listas faunales de bivalvos, adjudicándole una edad pensilvaniana y BENEDETTO y SANCHEZ (1979) se refieren a la unidad, como una sección en parte marina, de lodolitas rojas y areniscas entrecruzadas, que infrayacen a la Formación Río Palmar. Localidad tipo: BOWEN (op. cit.) estableció la localidad tipo en el caño Caliche, sierra de Perijá central, entre los puntos, a 2.650 y 1.900 m aguas arriba, desde su confluencia con el río Palmar. Otros afloramientos de esta unidad, se encuentran en el curso del caño Colorado 153 del Sur, el cual, según BENEDETTO (op. cit), debe ser considerada como una importante sección de referencia. (Hoja Nº 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Caño Indio aflora extensamente en la parte norte de la sierra de Perijá, y ha sido descrita en la parte colombiana de la misma sierra. Descripción litológica: En la sección tipo, la parte inferior de la formación no está bien expuesta. Parece consistir principalmente en lodolitas limosas, mal estratificadas, de colores rojo púrpura, gris púrpura y a veces verde; también se presentan varias capas de limolitas rojo púrpura y de areniscas pardo rojizas de grano fino a medio. La parte media de la formación consiste en areniscas macizas espesas, de color púrpura rojizo y pardo rojizo, de grano muy fino a grueso, con intercalaciones ocasionales de lutitas limosas y limolitas rojas. En la parte superior, nuevamente predominan las lutitas limosas y limolitas rojas, similares a las de la parte basal; no se observa otro tipo de roca en la sección tipo. En el caño Colorado, aflora una caliza oolítica delgada, de color rosado, entre las areniscas rojas. En las cabeceras del río Cachirí, las rocas son semejantes a las descritas, pero se asocian con brechas volcánicas, tobas rojas, que LIDDLE mostró como intrusiones de sienita cuarcífera o diorita cuarcífera. BENEDETTO (op. cit.), indica que la Formación Caño Indio se inicia con la primera aparición de areniscas moradas, por arriba de la Formación Caño del Noroeste; estas areniscas pasan hacia arriba, a una potente secuencia de areniscas rosadas, con estratificación cruzada y areniscas finas de color morado. Hacia el tercio superior, las areniscas pasan transicionalmente a calizas arenosas, color rosado, de poco espesor. La unidad culmina con una secuencia alternante de lutitas y lodolitas calcáreas, color gris oscuro, areniscas gris, entrecruzadas y areniscas moradas, con algunos niveles muy delgados de caliza negra, que marcan la transición a la Formación Río Palmar. Espesor: En la sección tipo, el espesor es de 450 m. En la región del río Cachirí, se postula un espesor de aproximadamente la mitad, 200 m, en el caño Colorado. Relaciones de campo: La unidad suprayace concordantemente a la Formación Caño del Noroeste, e infrayace también concordantemente, a la Formación Río Palmar. Fósiles: BENEDETTO (op. cit.), describe una fauna de bivalvos, compuesta de numerosos géneros que abarcan el intervalo Carbonífero-Pérmico, entre los cuales, sobresalen los siguientes: Pteronites, Myalina, Limipecten. Aviculopecten, Acanthopecten, Streblopteria. Sanguinolites, Edmondia, Wilkingia, Astartella y Permophorus. Dado que, en su mayoría corresponde a nuevas especies, no es posible realizar un análisis comparativo con faunas de otras localidades, sin embargo, las únicas especies ya conocidas e identificadas en la fauna como Prothyris elegans, Solenomorpha gardneri, y formas afines a Astartella vera y phestia Bellistriata, coinciden en señalar una edad Pensilvaniano para esta asociación. Edad: Carbonífero tardío (Pensilvaniano), de acuerdo a las evidencias aportadas por los fósiles. Correlación: Es equivalente aproximado de la Arenisca de Palmarito de HEA y WHITMAN (op. cit.). Podría ser correlacionable con parte de las formaciones Sabaneta y 154 Palmarito, de Los Andes venezolanos y con unidades aflorantes, en las regiones del arroyo Palomino y Manaure, en la Republica de Colombia. Paleoambiente: BENEDETTO (op. cit.), sugiere tres facies sucesivas para el ambiente de depositación de esta unidad, el primero, constituido por facies de areniscas entrecruzadas y lodolitas rojas, representa sedimentación en un medio parcialmente fluviodeltaico, asociados a algunos depósitos de playa; el segundo, representado por facies mixtas de lodolitas calcáreas oscuras, calizas delgadas y areniscas, que corresponden a depósitos de plataforma restringida, dentro de la región litoral, y tercero, facies de lutita-caliza, que en conjunto, corresponden a depósitos acumulados alternadamente entre la zona de plataforma abierta, con circulación y salinidades normales, y la región de plataforma abierta, con sedimentación debajo del nivel de oxigenación. VALIDO CAÑO ROJA, TONALITA DE PRECAMBRICO Estado Amazonas. TALUKDAR Y COLVEE (1974) designan con este nombre a una unidad de rocas plutónicas que aflora en un sector del río Parú, cercano a la desembocadura del caño Roja, estado Amazonas, y la incluyen dentro del Grupo Cuchivero. Está bien expuesta en el río Parú, en las cercanías del caño Roja (de donde toma su nombre) y de la meseta de El Viejo. Es una roca plutónica, meso a melanocrática, grano medio a grueso, textura granular, compuesta de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, hornablenda, biotita, clorita y epidoto, además de magnetita, esfena, apatito y zircón como accesorios. Presenta una fabrica cataclástica con desarrollo ocasional de estructura de tipo "augen". Las tonalitas muestran foliación muy bien desarrollada y esta definida por minerales máficos alineados o recristalizados (hornablenda ± biotita ± clorita) y por la fabrica cataclástica. El cuarzo se presenta como granos anhedrales formando un mosaico; los granos muestran extinción ondulatoria y los mosaicos ocupan generalmente las áreas intersticiales entre los cristales de plagioclasa. El feldespato potásico se presenta en forma subhedral a anhedral, a veces con inclusiones de plagioclasa y exhiben extinción ondulatoria. La biotita esta parcial o totalmente cloritizada y esta asociada con clorita y magnetita. La tonalita tiene un contenido promedio de 66,66% de SiO2, 15,99% de Al2O3, 6,34% de Fe2O3, 4,13% de CaO, 5,01% de Na2O y 1,87% de K2O. Por el contenido de K2O y los valores de K2O/Na2O (intervalo: 0,23-0,50; promedio: 0,37) se compara a las rocas calcolcalinas normales. La tonalita ha sufrido metamorfismo retrogrado relacionado probablemente con la deformación cataclástica. Los autores mencionan una extensión, en el área descrita, de unos 260 km2. MENDOZA et. al. (op.cit.) menciona rocas similares en el río Ventuari (Salto de Tencua), MARTINEZ (op.cit.) describe tipos semejantes en el área de San Carlos de Río Negro y RIVAS (op.cit) las describe en las cercanías de San Femando de Atabapo. TALUKDAR y COLVEE (op. cit.) indican que las tonalitas son intrusivas en las volcánicas de la Formación El Viejo. Los contactos son abruptos. A su vez, la unidad es intrusionada 155 por el Granito de Danto con la cual sus contactos también son abruptos. La profundidad de emplazamiento de la tonalita corresponde a la zona transicional epizona-mesozona. La naturaleza foliada de la roca y su conformidad con las alineaciones de las inclusiones son caracteres mesozonales, mientras que la ausencia de migmatitas, el contacto abrupto con las rocas encajantes y las condiciones metamórficas de estas (facies de los esquistos verdes) son caracteres de epizona. Tectónicamente, es de emplazamiento sintectónico tardío, ya que parece ser posterior a la deformación de la Formación El Viejo y de los "metasedimentos" descritos en el área. Es de edad Precámbrico. Se considera, observadas sus relaciones de campo, más joven que la Formación El Viejo a la cual intrusiona y más antigua que el Granito de Danto el cual la intrusiona. Según TALUKDAR y COLVEE (op. cit.), la unidad es equivalente en tiempo con el Granito de Santa Rosalía. VALIDO CAPACHO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Turoniense) Estado Táchira. Referencias: SIEVERS (1888) introdujo el término caliza de Capacho para designar una sección de calizas del Cretácico medio expuesta cerca de Capacho, estado Táchira. DALTON (1912) las reconoció con el mismo nombre en otros estados de Venezuela occidental; GARNER (1926) llamo Caliza de Río Cogollo al intervalo de calizas grises macizas cristalinas y fosilíferas que infrayace a la Luna. LIDDLE (1928) empleo el término "serie" Capacho en sentido mucho más amplio, pero posteriormente en 1946 lo descartó. HEDBERG (1931) y otras usaron el nombre Cogollo para la Serie Capacho de LIDDLE; otros llamaron Cogollo a las calizas más superiores. SUTTON (1946) eleva Cogollo a rango de grupo, dividido en las formaciones Apon, Aguardiente y Capacho. BUSHMAN (1965) en Lara usa el término Capacho-La Luna por encontrar calizas tipo La Luna en Capacho; sin embargo, esto se presenta en la mayoría de las zonas de afloramientos de Capacho, como lo señala ROD (1959). RENZ (1959) separa en Capacho los mismos miembros de la Formación Cogollo en la concesión Barco de Colombia: Cogollo inferior, Cogollo media y Guayacán y propone, para los dos primeros, los nombres La Grita y Seboruco, respectivamente. Sin embargo, RAMIREZ y CAMPOS (1969), en la región de La Grita-San Cristóbal, prefieren la división de SUTTON (1946) en un miembro inferior lutáceo y uno superior calcáreo, que se reconocen fácilmente en muchas secciones del flanco norte andino, especialmente el primero, expuesto en La Peña, carretera ZeaPanamericana. RENZ (1959) propuso el nombre de Formación La Puya para designar calizas conchíferas, infrayacentes a las formaciones La Luna y Capacho, en Los Andes; el mismo autor señala su estrecha semejanza con la Formación Maraca. Localidad tipo: El nombre proviene del cerro Capacho, al sur del pueblo del mismo nombre (hoy Independencia), estado Táchira, donde la estructura esta fallada. SUTTON 156 (1946) menciona una sección de referencia situada en Río de Oro, Táchira septentrional. (Hoja Nº 5739, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Según RENZ (1959), en Los Andes, la formación Capacho esta presente en las secciones desde Torondoy hasta Boconó. En Barinas, la formación se identifica desde el área Altamira-río Calderas-cerro Azul hacia el norte y noreste. Hacia el sur, a lo largo de las colinas piemontinas surorientales de Los Andes. Hacia el noroeste se extiende a la Concesión Barco en Colombia y a las áreas de Tarra y río de Oro, más hacia el norte, en la depresión de Machiques, pasa por transición a la parte basal de La Luna. Se trazan afloramientos excelentes en la faja de afloramientos del pie de monte andino en los ríos Santo Domingo, Calderas, Masparro y quebrada Bellaca, como también en el río Boconó. Descripción litológica: Lutitas duras de color gris oscuro a negro, calizas duras de colores claros, frecuentemente fosilíferas, y ocasionales limolitas que se diferencian de las areniscas macizas de la Formación Aguardiente infrayacente y de las capas delgadas de calizas y lutitas negras de la Formación La Luna suprayacente. Las calizas de la Formación Capacho a menudo emiten fuerte olor a petróleo en superficies frescas. RENZ (1959) reconoció y subdividió la Formación Capacho en tres miembros que de más antiguo a más joven denomino, La Grita, Seboruco, Guayacán. RAMIREZ y CAMPOS (1969) describen el miembro inferior consistente de lutitas negras mal laminadas y quebradizas, con ocasionales calizas gris claro de 20 a 30 cm de espesor; estas permiten diferenciar este miembro de la Formación Colón con la que se ha confundido en algunas secciones de Mérida y el miembro superior consiste de calizas grises muy fosilíferas que a veces son verdaderas coquinas, con pequeñas intercalaciones de lutitas negras, se presentan concreciones tipo La Luna. En la cuenca de Barinas la unidad se caracteriza por la recalcificación de las calizas coquinoideas de la parte superior de la formación, y según PIERCE (1959) en esta región indica que no es posible subdividir la formación, como en otras áreas del occidente de Venezuela. Según RAMIREZ y CAMPOS (1969) las lutitas negras de la base indican el avance de la transgresión y la profundización de la cuenca; las calizas superiores indican condiciones sedimentarias uniformes en toda la cuenca. AGUASUELOS (1990 en KISER, 1997) interpretan un ambiente de plataforma interna, con aguas entre 10 y 70 m de profundidad. Espesor: RENZ (1959) muestra numerosas secciones medidas en las cuales el espesor máximo es de 275 metros. Los espesores mayores mencionados por otros autores parecen incluir partes de las formaciones La Luna, Maraca y otras. Según SUTTON (1946) los espesores de la Formación Capacho varían de 240 m en el río Omuquena a 310 m en Río de Oro (Táchira). En Trujillo se reportan 460 m aproximadamente, 223 m en río Cachirí; 400 m en Río Apón. En el flanco de Barinas, en la región de Barinas-Santo Domingo y área del río Boconó, PIERCE (1960) describe 60 a 90 metros de la Formación Capacho. Relaciones de campo: El contacto inferior de la Formación Capacho es concordante sobre las calizas macizas de la Formación Maraca o sobre las areniscas macizas de la Formación Aguardiente y de igual naturaleza es el contacto superior con la Formación La Luna. 157 Excepcionalmente los contactos pueden ser transicionales, especialmente en aquellos sitios donde las calizas de Maraca y Guayacán desaparecen de la secuencia. En la carretera Panamericana el contacto concordante con la Formación Aguardiente se marca donde desaparecen las capas duras de areniscas y aparecen las lutitas oscuras de la parte inferior de Capacho. A través de la cuenca de Barinas, la formación es transicional con la Formación Aguardiente infrayacente, y concordante con la Formación La Luna suprayacente (PIERCE, 1959). Fósiles: En la parte inferior se señalan foraminíferos planctónicos del grupo Rotalipora (Ticinella, Thalmanninella), y cerca del tope, amonites que incluyen el genero Coilopoceras. Las faunas características de Capacho, mencionadas por SUTTON (1946), son especies de Plicatula, Exogyra, Trigonia, Cardita y Ostrea. NOTESTEIN et al., citan los siguientes fósiles de Cogollo en la concesión Barco: Cardita subparalela GERHARDT, Cyprimeria sp., Poromya sp., Plicatula "maraensis", Carbula sp., Gryphaca sp., Inoceramus sp., Trigonia sp. En la parte inferior de la unidad al sur de Carora se reconoce Mariella bergeri (Brongn). AGUASUELOS (1990, en KISER 1997) reportan, de lutitas negras del río Calderas, a Birostrina concentrica (un Inoceramidea) y; en el río Santo Domingo, los bivalvos Plicatula inflata y Inoperna flabellata, y los gasterópodos Tylostoma mutabilis y Coninoda mammata. En calizas se identificaron a los moluscos Mediterraneotrigonia hondaana tuberosa, Pseudomelania albensis y Cimolithium sp. Edad: Cretácico, Cenomaniense superior a Turoniense superior. Un conjunto de amonites recogidos en Barbacoas indican una edad Albiense medio o Turoniense (RAMIREZ y CAMPOS, op. cit.). Según AGUASUELOS (1990 en KISER, 1997) los macrofósiles indican una edad Albiense medio a tardío. Correlación: La Formación Capacho se correlaciona en su parte superior con la Formación Maraca de ROD y MAYNC (1954) y es equivalente, por lo menos, a la parte inferior de la Formación Navay del suroeste de Los Andes y del subsuelo de Barinas (PIERCE, 1959). Es equivalente lateral en tiempo con la Formación La Luna en la sierra de Perijá. Sinonimia: CAPACHO, SERIE. INFORMAL CAPADARE, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. Referencias: WIEDENMAYER (1924) empleo el nombre Capadare para designar un conjunto de sedimentos (“Capadareserie”) entre los cuales se incluía la Caliza de Capadare (“Capadarekalk”). LIDDLE (1928) mencionó la Formación Capadare, incluyendo a la Caliza de Capadare. SENN (1935) le dio el nombre de Caliza de Clypeaster ("Clypeasterkalk”). GONZALEZ DE JUANA (1937) introdujo el nombre de Caliza de Cumarebo, una de las unidades componentes de la Formación Caujarao en el área de 158 Cumarebo, como equivalente aproximada de la Caliza de Capadare. PAYNE (1951) empleó el nombre de Miembro de Caliza de Cumarebo. La unidad tiene su localidad tipo en el cerro Capadare, distrito Acosta del estado Falcón y constituye prominentes cerros aislados como son los de Jacura, Guaidima, Capadare, etc. Se describe como caliza de colores claros, blanda, arrecifal, con algas (principalmente Lithothamnium sp.), que forma abruptos farallones blanquecinos. Véase: CAUJARAO, FORMACION. VALIDO CAPADARE, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Referencias: WIEDENMAYER (1924) empleó el nombre de Capadare ("Capadareserie") para designar una compleja secuencia de unidades litoestratigráficas del Mio-Plioceno de Falcón oriental. Muchas de esas unidades fueron correlacionadas erróneamente y se conocen ahora bajo nombres estratigráficos diferentes. La "Serie Capadare" de Wiedenmayer incluye también la Caliza de Capadare ("Capadare Kalk"), mencionando la localidad tipo, pero omitiendo una descripción formal de la unidad. LIDDLE (1928) reconoce el rango formacional e introduce el nombre de Formación Capadare, que incluye la Caliza de Capadare, también referida como Caliza de Jacura y Guaidima. LIDDLE (1946) contiene muchas referencias a la Caliza de Capadare, pero también omite una discusión formal de la unidad. SENN (1935) usa el nombre de Caliza de Capadare ("Capadare-Kalk") e introduce el nombre sinónimo de Caliza de Clypeaster ("ClypeasterKalk"). Este autor incluye la Caliza de Capadare en el área de Cumarebo, en la parte superior de la Formación "Damsite", hoy Formación Caujarao. GONZALEZ DE JUANA (1937) introdujo el nombre de Caliza de Cumarebo, para la época una de las unidades de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo, y la correlaciona como equivalente aproximada de la Caliza de Capadare. LIDDLE (1928) la había publicado con rango formacional; pero la Caliza de Capadare aparece en LEV (1956, 1970) coma una unidad informal. A pesar de esto, la mayoría de los autores (MENDEZ, 1967; BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1976; LORENTE, 1978; GONZALEZ, 1979; DIAZ DE GAMERO, 1985; LAMUS et al., 1989; CAMACHO et al., 1989) han preferido usar el nombre formal Formación Capadare. LORENTE (1978) describe detalladamente el estratotipo de la unidad en el cerro Capadare. LAMUS et al. (1989) establecen una sección de referencia en el cerro Chichiriviche. Se recomienda asignarle a la unidad categoría estratigráfica formal. Localidad tipo: La formación tiene su estratotipo en el cerro Capadare, distrito Acosta, estado Falcón. (Hoja Nº 6449, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Se han mencionado 159 secciones de referencia en los cerros Mirimire, Jacura, Guaidima y Chichiriviche. (Hojas Nº 6449 y 6548, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Desde los cerros El Caballo y Píritu, al oeste, en el distrito Zamora, hasta los cerros Capadare, Mirimire, Jacura, Riecito del distrito Acosta y los cerros SanareChichiriviche en el distrito Silva, al este. Descripción litológica: WIEDENMAYER (1924) la describe originalmente como una caliza arrecifal compuesta de Lithothamnium, de colores claros, formando farallones abruptos blanquecinos. LORENTE (1978) redefine este estratotipo y propone el que aflora en el camino de Camachima a El Cayude, en el cerro Capadare. Allí la secuencia empieza con un intervalo de biocalcirudita porosa, con fragmentos de conchas; sigue una biocalcirudita con abundantes fragmentos de equinoides irregulares aplanados y madrigueras enrejadas tipo Thallassinoides; continúa una litología semejante a la anterior, con menor proporción de equinodermos; sigue una calcarenita porosa y luego una caliza formada esencialmente por fragmentos y conchas completas de bivalvos; siguen varios intervalos de calizas bioclásticas porosas, con ocasionales intervalos en que hay abundantes Thallassinoides, mientras que en otros predominan las conchas de bivalvos. La secuencia termina en una capa formada casi exclusivamente por conchas de ostreidos. Los colores frescos son de tonalidades mostaza, que meteorizan a colores claros, blanquecinos o crema. DIAZ DE GAMERO (1985) describe la Caliza de Capadare en los cerros Capadare, Mirimire y Jacura como de color claro, compuesta mayormente por algas, con foraminíferos y fragmentos bioclásticos diversos. Localmente hay horizontes con abundantes equinoides irregulares del tipo Clypeaster. Forma masas aproximadamente tabulares, que se elevan sobre la topografía baja y ondulante de las lutitas de la Formación Agua Salada. La sección estudiada por LAMUS et al. (1989) en el cerro Chichiriviche esta compuesta en su base por una secuencia de 3 m de arenas limosas de color amarillo terroso, cuarzosas y micáceas, intercaladas con calizas marrones, delgadas y lenticulares. Siguen calizas dolomíticas de color blanquecino, de grano muy fino, densas, compactas, mal estratificadas, con espesor de 35 m para la unidad. Por encima se encuentra un paquete de calizas de 62 m de espesor, de color crema, densa, brechoide, con textura sacaroidea. Se hacen muy fosilíferas hacia el tope y localmente se encuentran reemplazamientos fosfáticos. Por encima de las calizas se encuentra una unidad de rocas fosfáticas cuyo espesor promedio es de 38 m. Tienen colores variables de violeta a marrón parduzco, cuarzosas y conglomeráticas hacia la base y muy fosilíferas hacia el tope. El tope de la secuencia esta constituido por una capa de caliza parecida a la anterior, pero más arenosa y cavernosa, de color marrón claro a pardo amarillento. GONZALEZ DE JUANA et al. (1980) publicaron dos columnas estratigráficas incompletas de la Formación Capadare en las localidades de Sanare y Lizardo, del distrito Silva, donde se detallan los yacimientos de fosfato en la parte media y superior de la formación. RENZ (1948) basado en consideraciones geológicas regionales de la cuenca de Falcón, indicó un ambiente de mar somero para las facies calcáreas de la Formación Capadare. 160 DIAZ DE GAMERO (1985), en un estudio detallado de los tres cerros al este del río Hueque, Capadare, Mirimire y Jacura, deduce que las calizas son el resultado de desarrollos carbonáticos aislados, sin influencia de la costa y del continente, en condiciones de mar completamente abierto, de aguas claras y energía moderada, bien oxigenadas, en un clima tropical. LAMUS et al. (1989), basados en evidencias petrográficas y geoquímicas del reemplazamiento de calcita por dolomita y por los minerales fosfóricos dahlita y colofana, postulan un ambiente de plataforma marina que no sobrepasa los 150 m de profundidad. Espesor: LORENTE (1978) indica un espesor de 190 m para el estratotipo. DIAZ DE GAMERO (1985) reporta espesores variables entre 150 y 300 m. Se ha medido un espesor de 144 m en el cerro Chichiriviche (LAMUS et al., 1989). Relaciones de campo: El contacto inferior es discordante con las formaciones Casupal y Agua Linda (MENDEZ, 1967) y con las rocas metamórficas del valle del río Aroa (BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1967). DIAZ DE GAMERO (1985) reporta contacto transicional de lutitas moderadamente calcáreas, a muy calcáreas y a calizas en el cerro Jacura, al este del río Hueque. En la mayoría de los cuerpos carbonáticos que conforman la Formación Capadare, aparece expuesta a la erosión y no la recubre ninguna otra unidad estratigráfica. Sin embargo, GONZALEZ DE JUANA et al. (1980) mencionan que el contacto superior, con la Formación Ojo de Agua, es concordante y transicional diacrónico. Fósiles: El foraminífero béntico más común en la parte media y superior de la formación es Amphistegina (SENN, 1935; LAMUS et al., 1989). Además se reportan Sorites, Bolivina, moluscos mal preservados y equinoides Clypeaster y Scutellidae (SENN, 1935). El mismo autor afirma que el género Miogypsina ya no se encuentra en la unidad. DIAZ DE GAMERO (1985) indica que las calizas son enteramente bioclásticas. Los clastos son predominantemente fragmentos de algas calcáreas, equinodermos, bivalvos y gastrópodos. Hay también abundancia de conchas enteras de foraminíferos, tanto bénticos como planctónicos y algunos ostrácodos. Edad: DIAZ DE GAMERO (1985) le asigna una edad que va de la Zona de Globorotalia fohsi fohsi a la Zona de Globorotalia menardii, del Mioceno medio. Correlación: DIAZ DE GAMERO (1985) la correlaciona con la Formación Socorro y parte basal de la Formación Caujarao, de Falcón norcentral. Importancia económica: Se reconoce la importancia económica de la Formación Capadare por su contenido de fosfatos en Riecito (PONTE RODRIGUEZ, 1951; SANTELIZ, 1972) y en el cerro Chichiriviche, con el yacimiento de Lizardo (RODRIGUEZ et al., 1976; LAMUS et al., 1989). También se reportan dolomitas entre Sanare y cerro Misión (RODRIGUEZ et al., 1976) y se han explotado diversas canteras de calizas para agregado de construcción. Otros depósitos de menor tamaño se encuentran también asociados a zonas fracturadas, como son los de El Tambor-El Farallón, cerca de Sanare. GONZALEZ et al. (1990) indican igualmente la ubicación de pequeños depósitos de hasta 60.000 TM en rocas de la Formación Capadare, en caño Dieguito y Yaracuibare. 161 Véase: RIECITO, CALIZA DE INVALIDO CAPADARE, SERIE CENOZOICO (Mioceno tardío) WIEDENMAYER (1924) empleó el término de Serie Capadare, y LIDDLE (1928) el de Formación Capadare, para designar una de las unidades componentes de la Formación Caujarao. Véase: CAPADARE, CALIZA DE VALIDO CAPARO, FORMACION PALEOZOICO (Ordovícico tardío) Estado Mérida. Referencias: Este nombre fue incluido originalmente por CHRIST (1927) en su Serie Caparo-Bella Vista, para designar rocas metamórficas expuestas al sur del río Caparo, estado Mérida, que asigno al Paleozoico inferior. Posteriormente, esta fue dividida por KUNDIG (1938-a, b) en Grupo Caparo, compuesto de rocas no metamorfizadas, y en Formación Bella Vista. GONZALEZ DE JUANA (1951) modificó el rango de la unidad a formación, y suministro la primera descripción adecuada. LEITH (1938) identifico fósiles hallados por TERRY (en SCHUCHERT, 1935) en la localidad tipo, que establecen una edad Ordovícico medio. PIERCE et al., (1961) mencionaron fósiles adicionales de la misma edad. Compañías SHELL y CREOLE (1964) añadieron a la sección establecida de la Formación Caparo, un espesor considerable (1670 m) de rocas parcialmente conglomeráticas del Silúrico. ARNOLD (1966) mantiene el nombre en esa acepción, pero sugiere una posible discordancia intraformacional. SHAGAM (1968) se refiere a la unidad en el mismo sentido, y con la extensión estratigráfica empleados por Compañía Shell y Creole (op. cit.), con el nombre de Sección del Paleozoico Inferior: Siluro-Ordovícico. Según MARTIN (1968), la sección silúrica ha sido separada posteriormente con el nombre de Formación El Horno, en informe inédito por ARNOLD, por cuya razón la Formación Caparo, incluye únicamente las rocas descritas originalmente con este nombre por GONZALEZ DE JUANA (1951-a). FIERRO (1973) hace referencia a una secuencia representada por conglomerados, areniscas, limolitas, lutitas graptolíticas interestratificadas, con abundante fauna del Ordovícico al Silúrico, que incluye dentro del Grupo Caparo. BENEDETTO y SANCHEZ (1979) mencionan a la Formación Caparo, como la única formación ordovícica, en Venezuela, con abundante fauna de braquiópodos, trilobites y graptolites. 162 Localidad tipo: Río Caparo, en el camino Mucuchachí-Santa Bárbara de Barinas, unos 17 km al oeste de Santa Bárbara, estado Mérida. (Hoja Nº 5939, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). Descripción litológica: Principalmente limolitas arenáceas gris oscuro, limolitas finamente micáceas, localmente carbonáceas, frecuentemente laminadas, areniscas de grano fino a medio, color gris, a veces calcáreas y fosilíferas y lutitas que incluyen algunos tipos oscuros y carbonáceos con graptolites. Según BENEDETTO y SANCHEZ (op. cit.), en el techo de la unidad se presenta un conglomerado polimíctico, que contiene clastos de rocas metamórficas tipo Bella Vista. Espesor: A base de secciones incompletas, se estima un espesor mínimo de 200 m. para la sección ordovícica en la quebrada Cordero, mencionan 280 m de espesor. Extensión geográfica: La unidad aflora por 45 km de distancia, a lo largo del valle del Río Caparo y sus tributarios principales. Se prolonga hacia el sur, en los llanos de Barinas, donde se han localizado trilobites caradocianos, en núcleos de perforaciones (BENEDETTO y SANCHEZ, op. cit.) Relaciones de campo: La Formación Caparo suprayace discordantemente a la Formación Bella Vista. El contacto superior con la Formación El Horno, es de probable discordancia, indicada por el hiatus paleontológico y la presencia frecuente de conglomerados en esta unidad. Fósiles: Los diferentes autores, mencionan la existencia de abundantes restos fósiles de braquiópodos, trilobites y graptolites. BENEDETTO y SANCHEZ (1979) citan entre las formas identificadas, los siguientes: Dicranograptus nicholsoni HOPKINSON, Dicranogratus caparoensis LEITH, Climacograptus peltifer LAPWORT, Orthogratus sp, Glyptograptus cf. G teretiusculus (HISINGER), Amphigraptus cf. A divergens (HALL), Nemagratus gracilis HALL, Dalmanella sp., Glyptortis sp, Onniella sp, Platystrophia cf. P. extensa MC EVAN, ptychpleurella sp., Bicuspina sp, Onnia terryi (LEITH) Triathrus sp, Flexicalimene sp, y ? Parabasiliscus. Edad: Las faunas determinadas para la Formación Caparo, indican una edad Caradociense inferior (Ordovícico tardío). Correlación: Diferentes autores (SCHUBERT 1968; SHAGAM, 1970; GRAUCH, 1971 y CAMPOS 1977) admiten la posible correlación entre la Formación Caparo, y parte de la Formación Cerro Azul. Paleoambientes: Esta unidad se depositó en una zona de plataforma, con alternancia de facies litorales y de mar abierto. Tanto la Formación El Horno como esta formación tectónicamente se incluyen el bloque Caparo (BELLIZZIA et al., 1996) Sinonimia: Grupo, Serie Caparo, Grupo, Serie Caparo-Bella Vista. 163 INVALIDO CAPARO, GRUPO, SERIE PALEOZOICO (Ordovícico) Estado Mérida. KÜNDIG (1938-a) introdujo este término para designar areniscas y lutitas arenosas sin metamorfismo aparente, separándolas de los esquistos y filitas de la Formación Bella Vista; ambos tipos de rocas habían sido incluidos por CHRIST (1927) en la Serie "Caparo"-Bella Vista (mal escrito por Caparo-Bella Vista).KUNDIG (1938-b) en su versión al inglés aplica el nombre de "Caparo Series". GONZALEZ DE JUANA (1951-a) denominó Formación Caparo a la unidad no metamórfica. Véase: CAPARO, FORMACION. INVALIDO CAPARO-BELLA VISTA, GRUPO, SERIE PALEOZOICO Estado Barinas. CHRIST (1927) fue el primero en usar el término de "Serie Caparro"-Bellavista (mal escrito en lugar de "Caparo-Bella Vista") para designar una serie de calizas, esquistos calcáreos, areniscas y esquistos arcillosos que afloran en el camino de Mucuchachí a Santa Bárbara de Barinas. KÜNDIG (1938-a) describió separadamente la Formación Bellavista y el Grupo Caparo, al comprobar que eran dos unidades diferentes; en su versión al inglés (1938-b) las cita como "Bellavista Series" (mal escrito) y "Caparo Series". Véanse: BELLA VISTA, FORMACION y CAPARO, FORMACION. INVALIDO "CAPARRO"-BELLAVISTA, SERIE PALEOZOICO Estado Barinas. Esta es ortografía errónea de Caparo-Bella Vista en CHRIST (1927), Véanse: CAPARO, FORMACION y BELLA VISTA, FORMACION VALIDO 164 CAPAYA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. Referencias: HEDBERG y PYRE (1944-a y 1944-b) introdujeron el nombre Lengua o Miembro Capaya, como parte de su Formación (o Grupo) Santa Inés. El nombre proviene del poblado San Antonio de Capaya, situado a unos 6 km al sur de Bergantín, estado Anzoátegui. HEDBERG (1950-a), la elevó a rango de formación, y así ha sido tratada por autores posteriores. Localidad tipo: Quebrada Carapita, coincidente con el intervalo descrito originalmente por HEDBERG (1937-b) como miembro inferior (arenoso) de su Formación Carapita. Este holoestratotipo se halla en la Hoja Nº 7345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. La sección tipo es una secuencia volcada, sobre el flanco septentrional, del sinclinal de Teresén. Extensión geográfica: La formación constituye afloramientos continuos en el noreste del estado Anzoátegui, por 55 km desde el km 52 de la autopista de Barcelona, al noroeste, hasta el río Amana, al sureste, VIVAS (1987). En el estado Monagas, aflora en el río Areo (HEDBERG, 1950-a). Descripción litológica: La Formación Capaya, según VIVAS (1987), consiste en una alternancia de ritmitas y paquetes de areniscas cuarzosas, micáceas, algo glauconíticas, de grano fino a medio, y aún guijarroso, de color claro, y de areniscas limosas, micáceas y glauconíticas de grano fino, de color gris verdoso, tipo sal y pimienta. Las partes media y superior de la secuencia se tornan más pelíticas, y contienen interestratificaciones de lutitas limosas, con nódulos de limolita ferruginosa. En la base, y en el tope del holoestratotipo, afloran dos capas de carbón. En secciones de referencia de la región, VIVAS (1987) cita lentes subconglomeráticos polimícticos con clastos de chert negro y micritas negras con Zoophycos, sp. Las estructuras sedimentarias, tanto en areniscas como en ritmitas, son laminación paralela, gradación normal e inversa en la misma capa, moldes de carga, laminación cruzada festoneada o planar. Las psamitas de la formación presentan bioturbación en todos los niveles; en la parte inferior, se citan Cochlichnus y Planolites; y en la superior, Teichichnus icnosp. En LEV (1970), se adjudica un ambiente salobre a esta formación. Los foraminíferos citados por PIERSON en VIVAS (1987) de la sección tipo, y las estructuras sedimentarias, sugieren ambiente de plataforma externa para los miembros inferior y medio, que pasan a ambiente batiaI, en la parte superior de la Formación Capaya. Los moluscos citados del tope de la formación, sugieren paleoprofundidades de 500±40 m: Cuspidaria, Crenella, etc. (MACSOTAY en VIVAS, 1987). Espesor: HEDBERG y PYRE (1944-a y b) citan 670 m de espesor en la sección tipo, VIVAS (1987) mide 425 m de la sección tipo en la quebrada Teresén, 490 m en el río Aragua y 750 m en la quebrada El Maco. Relaciones de campo: En la región tipo, la Formación Capaya suprayace a la Formación Naricual, concordante y transicionalmente; e infrayace a la Formación Carapita, a la cual 165 pasa gradualmente hacia el este y sureste. Hacia el noroeste, del área tipo, esta unidad fue separada por HEDBERG y PYRE (1944-a), de la parte inferior de la Formación Capiricual. VIVAS (1987), demuestra la continuidad de la Formación Capaya en esta dirección, al no poderse distinguir litológicamente ambas formaciones; Capaya tiene prioridad de página sobre Capiricual, en su definición original. Localmente al noroeste del río Querecual, la Formación Capaya, se presenta en contacto tectónico con la Formación Uchirito suprayacente (Vivas, 1987). Fósiles: PEIRSON 1965-a (en VIVAS, 1987, anexo 1), cita una lista de foraminíferos bénticos de plataforma, en horizontes de lutitas a 100 y 120 m por debajo del tope de la formación; se destacan los géneros Siphogenerina, Siphonina, Stilostomella, Anomalina, Marginulina, Pseudoglandulina, Hanzawaia y Robulus. MACSOTAY, (en VIVAS, 1987), identificó los bivalbos Nucula tampaes (DALL), Microcardium estacianum (MAURY), y Diplodonta woodringi ANDERSON, entre otros, en los 50 m superiores de la sección tipo. Edad: Por infrayacer la Formación Capaya, a pelitas con Catapsydrax dissimilis (CUSHMAN y BERMUDEZ) de edad Mioceno temprano (Formación Carapita), y por suprayacer a la Formación Naricual, de edad probada Oligoceno tardío-Mioceno temprano (VIVAS, 1987), edad se considera del Mioceno temprano, correspondiente a las zonas Globorotalia kugleri y Catapsydrax dissimilis, según zonación de STAINFORTH, et al., (1975). Correlación: Hacia el sureste, la Formación Capaya, pasa gradualmente a la Formación Carapita (STAINFORTH, 1971), siendo correlativa de la parte media de esta ultima. Hacia el sur, se le considera correlativa con la parte inferior de la Formación Oficina. Sinonimia: Según VIVAS (1987), es equivalente de la parte inferior de la antigua Formación Capiricual de HEDBERG y PYRE (1944-a). VALIDO CAPIRICUAL, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. Referencias: HEDBERG y PYRE (1944) introdujeron esta unidad como miembro de la Formación Santa Inés. Posteriormente, HEDBERG (1950-a) la elevo al rango de formación del Grupo Santa Inés. El nombre fue mal escrito "Carapicual" por FLANDRIN (1956). Localidad tipo: A lo largo de un trecho de 14-y ½ kilómetros de la carretera Puerto La Cruz-Oficina, entre los cerros Grande y Boca Tigre, estado Anzoátegui. Extensión geográfica: Anzoátegui nororiental. 166 Descripción litológica: Lutitas (80%), areniscas y conglomerados interestratificados. Típicamente las capas de areniscas tienen 3 a 10 metros (10 a 30 pies) de espesor; la parte inferior de la unidad contiene lignitos y arcilitas abigarradas. Espesor: 3.660 metros. Relaciones de campo: La Formación Capiricual es concordante por encima de la Formación Naricual y por debajo de la Formación Quiamare. Su contacto hacia el este con las formaciones Capaya y Uchirito, litológicamente idénticas, es uno de truncamiento vertical en el límite occidental de las lutitas de Carapita, donde estas desaparecen por acuñamiento. Fósiles: Foraminíferos; no se han publicado descripciones de las faunas. Edad: Mioceno temprano Correlación: Hacia el este los sedimentos de Capiricual se dividen en dos lenguas, la de Capaya (inferior) y la de Uchirito (superior), separados por las lutitas marinas de Carapita. Hacia el oeste la unidad pasa a la Formación Quebradón de ambiente más salobre; hacia el sur, pasa a la Formación Oficina del subsuelo, y la diferenciaci6n entre ambas es arbitraria (DE SISTO, 1960-a; SALVADOR, 1 964-b). INVALIDO CAPITANEJO, ARENAS DE, ARENISCAS DE, MIEMBRO DE ARENISCAS DE, "SABLES" DE CENOZOICO Estado Barinas. El nombre de "Sables de Capitanejo" fue introducido por CHRIST (1927) para designar rocas incluidas en su "serie Santa Bárbara" que considero de edad terciaria, pero que en realidad abarcan la "facies de Santa Bárbara" del Cretácico (KEHRER, 1938-a, b) y las "capas de Santa Bárbara de Zamora" del Cenozoico (LIDDLE, 1928), las cuales incluyen al "miembro de areniscas de Capitanejo" en su parte superior. ALBERDING (1956) menciona los afloramientos del Miembro Capitanejo en los ríos Capitanejo, Quiú y Zapa. Según PIERCE (1960) las areniscas mencionadas por LIDDLE en los ríos Zapa y Quiú probablemente pertenecen al Cenozoico más joven. El nombre Capitanejo es inválido por su definición deficiente y prolongado desuso. VALIDO CARACAS, GRUPO MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Distrito Federal. 167 AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) introducen el nombre de "Serie Caracas", que posteriormente (1938) modificaron a grupo, para designar a la secuencia de rocas metasedimentarias de grado bajo, bien expuestas en la región de Caracas, que habían sido mencionadas informalmente o descritas someramente por muchos autores anteriores. DENGO (1951) describe las rocas de este grupo y señala que esta constituido por las formaciones Las Brisas, Antímano, Las Mercedes y Tacagua. SMITH (1952) lo estudia en la región de Los Teques - Cúa. SEIDERS (1965) añade a la Formación Chuspita como la unidad más joven del grupo. Su cartografía geológica ha sido extendida, entre otros, en los trabajos de WEHRMANN (1972); ASUAJE (1972); URBANI y QUESADA (1972) hacia el este de Caracas; BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968) en el estado Yaracuy; GONZALEZ (1972) en la parte centro-occidental de la cordillera de La Costa; URBANI et al. (1989-a,b) recopila los trabajos de las regiones de El Palito-Valencia-Maracay, y Oritapo-Cabo Codera-Capaya. Dentro de esa unidad se han incluido rocas expuestas en la cordillera de La Costa, cuya aloctonía fue postulada por BELLIZZIA (1972-a) y que hasta el presente, se han definido como una secuencia litoestratigráfica integrada por las formaciones Las Brisas, Las Mercedes, Antímano y Chuspita, con sus respectivos equivalentes, siendo lo recomendable tratarlas como unidades tectonoestratigráficas. GONZALEZ DE JUANA et al. (1980) califican como indeseable el uso de unidades litoestratigráficas en la cordillera del Caribe, ya que lo que se esta considerando como "formación", realmente representa un complejo litológico tectónicamente deformado y no una secuencia convencional. La localidad tipo no se ha establecido formalmente, pero en forma general corresponde a la región de Caracas; en los alrededores están las localidades tipo de sus unidades litoestratigráficas: Las Brisas, Las Mercedes, Antímano y Chuspita. (Hoja Nº 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El grupo aflora extensamente en la región de CaracasLos Teques y sus alrededores, y se ha cartografiado como una franja casi continua en sentido este-oeste que se extiende desde el estado Yaracuy, hasta la zona de Barlovento en el estado Miranda. Sus unidades constituyen una franja predominante de la cordillera de La Costa. La litología típica de la Formación Las Brisas son los esquistos y gneises cuarzofeldespático-micáceos, esquitos cuarzo-sericítico-grafitosos, con lentes y bandas de mármoles oscuros y gneises microclino-calcáreos, así como metaareniscas y metaconglomerados también cuarzo-feldespático-micáceos. En la Formación Las Mercedes predomina el esquisto cuarzo-calcáreo-muscovítico-grafitoso, de color gris oscuro, cruzado por vetas de cuarzo y calcita. La Formación Chuspita contiene filitas y grauvacas, si bien en ella hay mayor abundancia de metaarenisca. La Formación Antímano es predominantemente calcárea, con mármoles ocasionalmente grafitosos asociados con anfibolitas, y la Formación Tacagua se compone de esquistos verdes y esquistos calcáreos. Los contactos entre las rocas de este grupo con el Complejo Ávila hacia el norte son tectónicos (URBANI y OSTOS, 1989), con las rocas de la faja Caucagua - El Tinaco al sur igualmente son tectónicos (BECK, 1986). Los contactos entre las formaciones Las Brisas y Las Mercedes son tectónicos (URBANI et al., 1989), mientras que entre las formaciones Las Mercedes y Chuspita parece ser concordante y transicional (SEIDERS, 1965). SMITR (1952) postulo una discordancia entre el Grupo Caracas y la Formación Paracotos 168 suprayacente, la cual no se observa directamente debido a que el contacto es de falla. Hasta la fecha los hallazgos de fósiles identificables corresponden a la Formación Las Brisas y son los siguientes: WOLCOTT (1943) determina varias especies de moluscos provenientes de la quebrada Care, cerca de Guarenas, cuya edad se determino como posiblemente Jurásico - Cretácico, mientras que URBANI (1969, 1973) localiza fósiles bien preservados en la cueva del Indio, La Guairita, al sureste de Caracas, de edad Jurásico tardío. Las determinaciones paleontológicas de los hallazgos de WOLCOTT (1943) y URBANI (1969, 1973) permiten asignarle a la Formación Las Brisas una edad Jurásico tardío - Cretácico, mientras que las formaciones Las Mercedes y Chuspita generalmente se han considerado como de edad Cretácico; por lo tanto, el Grupo en su totalidad puede considerarse como Jurásico - Cretácico. Parte de este grupo se ha correlacionado con rocas metamórficas de la península de Araya Paria y de la cordillera septentrional de Trinidad. Por otra parte, se ha correlacionado con parte de la secuencia no metamorfizada de Venezuela oriental, así, la Formación Las Mercedes se ha considerado como el equivalente metamórfico del Grupo Guayuta (AGUERREVERE y ZULOAGA, 1938; NAVARRO et al., 1988). También se ha correlacionado con el Grupo Los Cristales que aflora en los estados Lara y Yaracuy. Véanse: AVILA, COMPLEJO; LA COSTA, COMPLEJO; LAS BRISAS, FORMACION; ANTIMANO, FORMACION; LAS MERCEDES, FORMACION y CHUSPITA, FORMACION. INVALIDO CARACAS, "SERIE" MESOZOICO Distrito Federal. AGUERREVERE Y ZULOAGA (1937) aplicaron este nombre a la secuencia de rocas metasedimentarias expuesta en la cordillera de La Costa, Venezuela norte-central, que constituyen la parte inferior de la "Serie" Caribe en esa región. Los mismos autores reemplazaron el término por el de Grupo Caracas. Véase: CARACAS, GRUPO. VALIDO CARACHE, FORMACION PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) Estado Trujillo. Referencias: BENEDETTO y ODREMAN (1977), originalmente, al realizar estudios geológicos en la región de Carache, estado Trujillo, donde describen cuatro secciones 169 geológicas, tres de las cuales corresponden a la Formación Palmarito; la cuarta de dichas secciones, según los autores, no puede ser asignada a alguna de las unidades conocidas en Los Andes para el intervalo Carbonífero-Pérmico.. PIERCE et al., (1961) refirieron esta secuencia a la Formación Sabaneta. Sin embargo, existen diferencias litológicas y paleoambientes con esta unidad, tal como fue definida en su localidad tipo en el Estado Mérida: ausencia de conglomerados; presencia de fauna marina. BENEDETTO (1980) realiza estudios de detalle sobre esta unidad, proponiendo el nombre de Formación Carache. BELLLIZZIA y PIMENTEL DE BELLIZZIA (1995) hacen referencia a la Formación Carache, ubicándola en el Supraterreno Mérida, junto con las formaciones Sabaneta y Palmarito, citando además la flora presente en la parte media de la Formación Carache. Localidad tipo: Carretera Carache-Agua de Obispo, estado Trujillo. Descripción litológica: La Formación Carache esta integrada fundamentalmente por una secuencia de areniscas, lodolitas y lutitas de color pardo-rosado, a menudo poco consolidadas. BENEDETTO y ODREMAN (1977) consideran que la unidad puede ser subdividida en dos miembros, uno arenoso inferior que puede ser equivalente lateral de la Formación Sabaneta, el cual por sus caracteres litológicos peculiares podría ser definido como una nueva formación, y un miembro lutáceo superior que representaría una facies lateral de la Formación Palmarito, sedimentada en aguas poco profundas. En la secuencia arenosa inferior no hay indicios de sedimentación marina y todos los elementos paleontológicos disponibles hablan en favor de un régimen continental próximo a la línea de costa. El miembro pelítico superior se deposito en aguas marinas de muy poca profundidad, como lo indica la fauna. Espesor: No se conoce la base de la unidad, por presencia de falla; sin embargo, BENEDETTO y ODREMAN estiman un espesor aproximado de 3520 m, 2800 m para el miembro inferior y 720 m para el superior. Extensión geográfica: La Formación Carache aflora en el norte del estado Trujillo y sur del estado Lara. Relaciones de campo: En la sección tipo el contacto inferior es de falla, mientras que el contacto superior es discordante por debajo de la Formación Peñas Altas del Cretáceo. Fósiles: En la parte media de la Formación Carache se recupero una flora y integrada por: Neuropteris ovata Hoffman, Cyclopteris fimbriata Lesquereux, Neuropteris scheuchzeri Hoffman, Neuropteris sp., Eusphenopteris cf. E. neuropteroides (Boulaz), Lobatopteris vestita (Lesquerenx) Wagner, Annularia stellata (von schloteim) Wood, Annularia sphenophylloides (Zenker) Unger, Cordaites sp.; esta flora es de afinidad euro-americana (Hemisferio Norte). 170 Hacia la parte superior de la unidad se encontraron fósiles de invertebrados, braquiópodos y moluscos bivalvos como: Lingula sp., Myalina sp., Aviculopecten sp., Phestia sp. Edad: ODREMAN y WAGNER (1979) realizan precisiones sobre la flora presente en la unidad, así como de la edad, la cual ubican entre el Westfaliense superior (Pensilvaniano medio) y Cantabriense inferior (Pensilvaniano tardío) de la escala cronológica europea. Correlación: El miembro inferior arenoso seria correlacionable con la Formación Sabaneta, mientras que el superior lutáceo se podría correlacionar con la base de la Formación Palmarito. INFORMAL CARACOL, MIEMBRO (Formación León) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Mérida. ARMINIO y ALLEN (1990), describen esta unidad en el río Guayabones, en el área de Onia, y a lo largo de la vía El Vigía-Estanques en el Estado Mérida. El Miembro Caracol de la Formación León aflora en el valle del río Chama en el sector donde la quebrada Caracol desemboca en dicho río desde el oeste. La base esta unos 850 m, medidos a lo largo de la vía al norte de la entrada del túnel norte, también conocido como de Caña Brava. Consta de una alternancia monótona de arenas finas masivas, limpias, de color amarillo a blanco, dispuesta en capas tabulares y continuas y ocasionalmente lenticulares, siempre entre 1 y 3 m de espesor y separadas por lutitas masivas de color gris oscuro. Las arenas tabulares forman ciclos granocrecientes con abundantes laminaciones carbonosas de arenisca fina, rizaduras simétricas de oleaje, huellas de hojas y bioturbaciones horizontales en la base. Se interpreta que la sección basal hasta el tercio superior del Miembro Caracol fue depositada en ambiente de frente deltáico (paleoprofundidad en el orden de la decena de metros). Las arenas tabulares en dicha sección son barras costeras, que hacia el tercio superior son frecuentemente cortadas por canales rellenos por arena fina que evidencian aproximación a la línea de costa, interpretándose allí procesos de plano deltáico bajo. En este contexto, el Miembro Caracol constituye un depósito costero asociado a las arenas oligocenas no marinas de sur del lago. El espesor del Miembro Caracol en la sección tipo es 100 m. En el pozo Guaruríes-1S se midieron 130 m. Hay afloramientos aislados desde el valle del río Chama al este hasta el área al sur del embalse de Onia en la quebrada Guayabones al noroeste de Mesa Bolívar. En el pozo Guaruríes-1S, perforado al suroeste del embalse de Onia, el Miembro Caracol fue encontrado a 2757 m de profundidad vertical a lo largo del pozo. El contacto basal es transicional con las lutitas de León subyacentes, y esta definido en la primera ocurrencia arenosa al tope de dicha formación. El contacto superior es una discordancia reconocible por un cambio abrupto en el color de las lutitas, que pasan de color gris oscuro a marrón claro y por la Aparicio de conglomerados heterolíticos. No se observa relación angular aparente a escala de afloramiento. Por sus relaciones de campo se considera de edad 171 Oligoceno. Se considera que a lo largo del flanco norandino las arenas del Miembro Caracol cambian lateralmente a facies lutíticas de la Formación León. Hacia el norte se acuñaría contra el alto de Bloque E bajo la discordancia post -eocena, ya que en dicha área esta llega a erosionar parte de la serie cretácica de lutitas de Colón (AZAVACHE, DE LISA y LUGO, 1986). Hacia la cuenca de Barinas en el flanco surandino, el Miembro Caracol correlaciona en tiempo con la sección basal oligocena de la Formación Parángula. Véase: LEON, FORMACION VALIDO CARACOLITO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Plataforma Continental Nororiental Referencias: CASTRO y MEDEROS (1985), utilizaron este término para describir una secuencia de lutitas, limolitas y areniscas oligocenas, encontradas en el pozo Caracolito-1, en las áreas costa afuera, al norte de la península de Paria. Localidad tipo: Pozo Caracolito-1, al norte de la península de Paria, en el sector central de la cuenca Los Testigos-Tobago El tope de la formación se encuentra a 2 286 m y la base a 3 366 m, profundidades estas corregidas al nivel del mar. Extensión geográfica: La unidad aparece en los pozos Caracolito-1, Tres Puntas-1 y Tigrillo-1. Descripción litológica: La litología de esta formación consiste en lutitas y limolitas verde marrones a gris, masivas y laminares, algo calcáreas, glauconíticas, lutitas de color gris, micáceas, en algunos niveles se hacen muy limolíticas. Areniscas color verdoso, de grano medio, subredondeado, baja esfericidad, mal escogimiento y algo calcáreas. También hay presente material volcánico, y metamórfico, cuarzo, calcita, mica blanca, óxidos de hierro y restos de materia orgánica. Durante la sedimentación de esta unidad prevalecieron condiciones de aguas profundas (batial) y existen evidencias muy marcadas sobre la presencia de corrientes de turbidez que pudieron haber influenciado las características sedimentarias de esta formación. Espesor: El espesor de la formación en la sección tipo en el pozo Caracolito-1 es de 1080 metros, mientras que al suroeste, en los pozos Tres Puntas-1 y Tigrillo-1, la sección se adelgaza teniendo espesores de 464 y 238 m. respectivamente. Relaciones de campo: La unidad infrayace concordantemente a la Formación Tres Puntas y suprayace a la Formación Tigrillo en contacto discordante. 172 Fósiles: Algunos foraminíferos planctónicos entre ellos Globorotalia ciperoensis ciperoensis y bentónicos arenáceos de gran tamaño como la Cyclammina cancellata, Cyclammina sp. y Bathysiphon sp. También se encuentran radiolarios. Edad: Oligoceno. Correlación: La unidad correlaciona cronológicamente con la Formación Areo. Es equivalente a la parte inferior de la Formación Cipero de Trinidad y la parte superior de la Formación Roblecito en el estado Guárico. INFORMAL CARAMACATE, FORMACION MESOZOICO (Cretácico tardío) - CENOZOICO (Terciario: Paleoceno medio) Estado Guárico. PEIRSON et al., (1966) introdujeron este término para referirse a las capas periarrecifales que asignaron a la Formación Guárico, y que afloran en el río Caramacate en la región San Sebastián - San Juan de los Morros. Las facies que estos autores reconocieron son: 1) Periarrecifal, compuesta por areniscas calcáreas, calizas arenosas fosilíferas, capas conchíferas, y conglomerados y brechas con abundantes detritos arrecifales; 2) plataforma de bahía, con limotitas calcáreas muy silíceas en capas delgadas y lodolitas limolíticas, que gradan a lutitas limolíticas astillosas. VIVAS y MACSOTAY (1995), lo elevan a la categoría de formación, por pertenecer, desde el punto de vista paleogeográfico a la cobertura sedimentaria de la Napa Piemontina y no a la Napa de Villa de Cura; estos autores asignan como holoestratotipo el curso del río Caramacate desde la carretera San Juan de Los Morros-San Sebastián hacia el norte, hasta el extremo meridional de la unidad litodémica de lavas y tobas de Las Hermanas y como hipoestratotipo además de los propuestos por PEIRSON (1966), asignan los afloramientos de la ladera meridional del cerro Los Burros-Morros Guanoto y Agua Viva y la quebrada Honda, 7 Km al oeste de San Sebastián. La formación es una unidad olistostrómica de 400 m de espesor, conformada por limolitas silíceas, de color gris claro y gris verdoso, que meteorizan a pardo oscuro y pardo rojizo; se interestratifican con capas centimétricas a decimétricas de calizas arcillosas o marlitas, lutitas negras y capas de chert finamente laminado y bandeado en colores claros y oscuros que meteorizan a pardo rojizo y afectado por bioturbaciones atribuidas a los icnogéneros: Zoophycus, Chondrites, y Gordia. También son comunes las areniscas grauváquicas, parcialmente líticas, de color gris verdoso, muy meteorizadas a pardo amarillento y pardo oscuro. Sus estructuras sedimentarias internas son la gradación, las laminaciones paralela y cruzada y en la base de algunas capas de arenisca: estructuras de carga. Localmente a diferentes niveles se hallan diamictitas polimicticas de espesores métricos y submétricos que contienen clastos de volcanitas sin diferenciar. En la parte inferior y media de la secuencia, las pelitas contienen olistolitos de caliza con fauna de afinidades cretácicas y 173 paleógenas y abundantes megaolistolitos calcáreos, de diámetros plurimétricos a hectométricos con lito y biofacies tipo Formación Morro del Faro. En la región de San Juan de Los Morros la Formación Caramacate suprayace en discordancia angular a la Asociación Metamórfica de Villa de Cura (Esquistos de Santa Isabel) en el sito del valle del río San Juan. En el sector La Puerta-Guaiquera, la formación suprayace en contacto de hiatus a la Formación Morro del Faro (morro de La Capilla). En la región de San Sebastián, la Formación Caramacate suprayace en discordancia angular a la unidad litodémica de lavas y tobas de Las Hermanas y en contacto de hiatus a la Formación Escorzonera. Su edad fue determinada con base a la presencia de macroforaminíferos (Nummulites encordelados y discociclínidos) (CAUDRI, 1944; DE CIZANCOURT, 1951; PEIRSON et al., op. cit.), foraminíferos planctónicos como Globorotalia pusilla. G. velascoensis y G. rex, y moluscos del grupo Turritella mortoni. La edad asignada es Paleoceno - Eoceno temprano, y se correlaciona lateralmente con las calizas arrecifales de la Formación Morro del Faro y la Facies Flysch, ambas unidades pertenecientes a la Formación Guárico. GONZALEZ DE JUANA et al., (1980), definen al Miembro Caramacate, como una variación lateral de la composición del Miembro Los Cajones hacia "...una compleja intercalación de masas alóctonas de caliza, olitostromos y flysch". VIVAS y MACSOTAY (1997), determinan en calcarenitas biodetríticas, foraminíferos bentónicos: Ranikothalia BERMUDEZ (PALMER) y Discocyclina caudriae VAUGHAN; en biopelmicritas Plagioptychus sp., MATHERON y los foraminíferos planctónicos: Globotruncana conica WHITE, Globotruncana stuartiformis DALBIEZ y Discocyclina barkery VAUGHAN y COLE y Discocyclina cf. cristensis VAUGHAN; además, en biopelmicrita arcillosa con Morozovella velascoensis (CUSHMAN), "Morozovella" convexa, "Acarinina" soldadoensis (BOLLI) y Morozovella sp. Indet; con base a los fósiles le asignan una edad Cretácico tardío-Paleoceno medio. El paleoambiente se interpreta batial inferior, depositado sobre un talud de arco volcánico insular. VIVAS y MACSOTAY en AGUASUELOS INGENIERIA (1990), proponen el término formal de Formación Guaiquera, nombre tomado del sitio de Guaiquera, ubicado entre La Puerta, al norte y la población de San Juan de Los Morros, al sur, estado Guárico. Véase: Guárico, FORMACION INVALIDO CARAMACATE, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Estado Guárico. PEIRSON et al., (1966) introdujeron este término para referirse a las capas periarrecifales que asignaron a la Formación Guárico y que afloran en el río Caramacate en la región San Sebastián: San Juan de Los Morros. VIVAS y MACSOTAY (1995) elevan este miembro a 174 la categoría de formación, por pertenecer desde el punto de vista paleogeográfico a la cobertura sedimentaria de la Napa Piemontina y no a la Napa de Villa de Cura. INVALIDO "CARAPICUAL", FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. Ortografía errónea empleada por FLANDRIN (1956) del termino Capiricual. Véase: CAPIRICUAL, FORMACION VALIDO CARAPITA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Anzoátegui. Referencias: El nombre de Formación Carapita fue introducido y publicado originalmente por HEDBERG (1937), tomando el nombre de la quebrada Carapita, tributaria del río QuerecuaI, 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) describió una microfauna de la Formación Carapita, y le asigno una edad Oligoceno inferior. 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 esta 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 este 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. GONZALEZ y MARQUEZ (1985) estudiaron el Miembro Chapapotal (Arenas Nodosaria-15), en el sector noreste del campo Jusepín. 175 Localidad tipo: Quebrada Carapita, tributaria del río Querecual, entre 2 y 5 km, al norte de Santa Inés, distrito Libertador, estado Anzoátegui, (Hoja Nº 7345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: En el subsuelo, la Formación Carapita esta presente en el norte de Monagas, extendiéndose hacia el este por debajo del golfo de Paria (RENZ et al., 1963). 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). Generalmente, las areniscas son escasas y solo se presentan en las áreas donde la Formación Carapita pasa gradualmente a las formaciones Oficina al sur y Capiricual al oeste, o donde esta presente el Miembro Chapapotal, constituido por areniscas lenticulares turbidíticas. 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). 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 afecto 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). Relaciones de campo: 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 diacrónico 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 esta 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, esta basada en foraminíferos planctónicos. SULEK (1961), LAMB (1964a, 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 periodo 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 176 alazanensis y Cilibides florindanus, a las partes media e inferior, y Bolivina isidroensis a la parte superior extrema (STAINFORTH, 1971). Edad: Con base a las zonas de foraminíferos planctónicos establecidas para la formación, la edad de la unidad abarca desde el Oligoceno, zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis, hasta el Mioceno medio, zona de Globorotalia menardii. 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 Siamana, Uitpa, Jimol, y Castillete, en la península de La Guajira (STAINFORTH, 1971). INVALIDO CARAPO, FORMACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. La publicación original de este nombre fue hecha por MARTIN (1974) para designar informalmente metavolcánicas máficas, que afloran al oeste del río Caroní en la región Aro-Caroní-Paragua. Según MARTIN (1975) la unidad esta constituida por anfibolitas negras a verde oscuro con excelente foliación planar y lineación mineral, cuya base consiste en brechas de flujo y flujos almohadillados compuestos por hornablenda, andesina, esfena y escaso cuarzo; contiene además un horizonte de metaftanita manganesífera. (MARTIN, 1974) refirió que la unidad ha sido metamorfizada a la facies de la anfibolita-almandina y presenta pliegues isoclinales, recumbentes y sobrecorridos. Fue identificada al este del río Caroní por ESPEJO (1974) como Formación Carichapo. MENENDEZ (1994) la consideró inválida por sinonimia con la Formación Carichapo de KALLIOKOSKI (1965-a) que fue elevada a Grupo por MENENDEZ (1968). Véanse: CARICHAPO, GRUPO; CARICHAPO, ANFIBOLIT A DE VALIDO CARATAS, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Anzoátegui. 177 Referencias: El término, utilizado por HEDBERG (1937-a, b) fue elevado a rango formacional por HEDBERG (1950-a). En su área tipo, en el bloque Bergantín, la unidad comprende dos secuencias litológicas fácilmente diferenciables: la inferior, pelíticoarenosa, es la Formación Caratas sensu stricto, de HEDBERG y PYRE (1944-a, b) y la superior, carbonático rudítica, bioclástica, llamada Miembro Tinajitas, según SALVADOR (1964-a). También han realizado estudios de esta formación BELLIZZIA et al. (1976), LAMB (1964-b) y PEIRSON (1965-b). Localidad tipo: Afloramientos en el lecho del río Querecual, Anzoátegui nororiental. El nombre proviene de un pequeño tributario de este río, la quebrada Las Caratas. Extensión geográfica: La Formación Caratas aflora en toda la región piemontina del norte de los estados Anzoátegui y Monagas, desde Barcelona al oeste, hasta las cercanías del cerro Punceres, al este (BELLIZZIA, et al., 1976). La unidad ha sido señalada en pozos petroleros al sur del frente de montañas, con base a su contenido de glauconita, pero no ha sido confirmado paleontológicamente en la mayoría de los casos (LAMB, 1964-b). Los afloramientos aislados asignados a esta unidad por PEIRSON (1965-b) en el norte del estado Guárico, han sido asignados a otras formaciones por BECK (1977, 1986), VIVAS y CAMPOS (1977), CAMPOS et al., (1980). Descripción litológica: Consiste en una secuencia compleja de limolitas pluridecamétricas y areniscas plurimétricas, que pueden ser marcadamente glauconíticas, dolomíticas o calcáreas (HEDBERG y PYRE, 1944). En el río Querecual, es de carácter pelítico-arenoso (RENZ, 1962), y va pasando gradualmente a secuencias más arenosas hacia el sureste (ROSALES, 1960) y más pelíticas hacia el noroeste (MACSOTAY et al., 1986), pero en todas las áreas presenta una anomalía carbonática plurimétrica en su tope, que constituye el Miembro Tinajitas. La Formación Caratas sensu stricto, en la región-tipo, consiste en la alternancia de los litosomas ya citados. Las areniscas son de grano fino a medio, gris verdosas, que meteorizan a pardo oscuro y pardo rojizo, de espesores centimétricos a métricos, pero que llegan a formar paquetes pluridecamétricos. Las limolitas y lutitas son de color gris oscuro, monótonas, en las cuales se intercalan ocasionalmente calcarenitas o marlitas. Las estructuras sedimentarias observadas, son calcos de carga y de flujo en la base de las areniscas, y laminación cruzada ocasional (VIVAS en MACSOTAY et al., 1986). Inyectitas clásticas de espesores centimétricos, han sido observados por ROSALES (1967), ROSSI et al., (1987) y VIVAS (1989). Del área de Barcelona, GALEA (1985) describió areniscas gradadas alternando con limolitas calcáreas y glauconíticas en capas decimétricas, seguidas de areniscas arcillosas y calcáreas, terminando la secuencia con lutitas limoarenosas, donde las areniscas presentan secuencias turbidíticas incompletas. Revisión de estos mismos afloramientos sugiere una sedimentación de tipo hemipelágico y no turbidítico, con total ausencia de capas gradadas (MACSOTAY et al., 1986). Al tope de esta secuencia esencialmente terrígena, se observa el desarrollo de calizas de algas y orbitoideos, que pueden estar diluidos ocultos con material terrígeno hacia el sur (río Querecual), o localmente erosionados (MACSOTAY et al., 1986). Los afloramientos de la Formación Caratas, al este de la falla de San Francisco, carecen de este horizonte carbonático (LAMB, 1964-b). Este horizonte carbonático en el tope de la secuencia de la 178 Formación Caratas, ha recibido el nombre de Miembro Tinajitas, al este de la deflexión de Barcelona, y el de Formación Peñas Blancas, al oeste de la misma. La Formación Caratas fue depositada en varios ambientes sedimentarios, que representan una regresión con respecto a la Formación Vidoño, infrayacente (ROSALES, 1960) y marino, de aguas someras (RENZ, 1962), que se tornan mas marinas hacia el este (LAMB, 1964-b). MACSOTAY et al., (1986) la consideraron depositada en un medio marino hemipelágico, en la parte media y superior del talud epicontinental pero no turbidítico, como sugirió GALEA (1985) para el extremo occidental de la serranía. Para el extremo oriental de la misma, se ha sugerido ambiente batial para la Formación Caratas (LAMB 1964-b; ROSSI et al., 1987). Los afloramientos más meridionales, hacia Mundo Nuevo, representan la sedimentación de plataforma, más arenosa que las anteriores (ROSALES, 1960). El Miembro Tinajitas, desde su definición original, fue considerado un deposita arrecifal, de aguas someras, por considerar a las algas y a los foraminíferos orbitoidales, como típicos de dicho ambiente (HEDBERG y PYRE, 1944). GALEA (1985) identifica las algas como melobesiales, y define las calizas como biostromales, depositadas sobre el margen de la plataforma; los moluscos, equinodermos e icnofósiles confirman dicho diagnostico (MACSOTAY et al., 1986); se insiste en las condiciones de alta energía, que, sugieren una circulación de mar abierto (CAPET, 1990). Espesor: En la sección tipo se ha mencionado de 315 a 335 m. En la región de Barcelona se midieron de 100 a 126 m (GALEA, 1985). En Anzoátegui nororiental se reportó 210 m en la quebrada Teresén, 240 m en el río Aragua, 327 en el río Orégano y cerca de 300 en las quebradas Mariano y La Pegua (VIVAS en MACSOTAY et al., 1986). La cifra de 600 m citada de la región de Mundo Nuevo-río Amana (ROSALES, 1960; GONZALEZ DE JUANA, et al., 1980), corresponde a la medición de todas las areniscas glauconíticas de la región, que van del Maestrichtiense al Oligoceno tardío; POTIE (1989) mide 140 m de Formación Caratas s.s. en la quebrada Auyamales y 120 m del Miembro Tinajitas en el río Oculto. El Miembro Tinajitas en la mayoría de sus afloramientos, no pasa de 12 m de espesor (MACSOTAY et al., 1986; POTIE, 1989; CAPET, 1990). Relaciones de campo: La base de la Formación Caratas es concordante y diacrónica sobre la Formación Vidoño; el contacto se coloca en la primera arenisca que suprayace las pelitas monótonas de la unidad infrayacente. El Miembro Tinajitas es de carácter transicional con la Formación Caratas s.s., aunque localmente dicho contacto puede ser abrupto (MACSOTAY et al., 1986). El contacto superior de la Formación Caratas s.S., es de concordancia estratigráfica en el área tipo (RENZ, 1962); en la región de Barcelona, la relación es claramente de disconformidad con la Formación Los Jabillos suprayacente, (MACSOTAY et al., 1986) donde se constata un nivel olistostrómico en la base de esta ultima. En el subsuelo de Monagas, se reconoce el contacto Tinajitas/Los Jabillos en los registros eléctricos (CHIOCK, 1985). En el área tipo, se ha comprobado un "hiatus" paleontológico, con ausencia del Eoceno superior (FURRER y ANDREIEFF, en MACSOTAY et al., 1986). Fósiles: En la Formación Caratas s.s. se han citado faunas de foraminíferos planctónicos: Globigerina linaperta FINLAY, G. soldadoensis Bronniman, G. cf. wilcoxensis 179 CUSHMAN y PONTON de la base de la sección en el río Querecual (RENZ en ROSALES, 1967). Del subsuelo de Monagas, se obtuvo micro fauna adicional con Porticulasphaera mexicana, Globorotalia lehneri, etc., correspondiente a los horizontes azoicos del río Querecual (LAMB, 1964-b). Localmente se ha recuperado una abundante nannofauna (POTIE, 1989), pero en general, la unidad es poco fosilífera. El Miembro Tinajitas, por el contrario, consiste en una caliza biostrómica muy fosilífera, con algas rodoficeas: Lithothamnium, Archaeolithothamnium sp., con equinoides: Oligopygus curasavicus MOLENGRAAF y Echinolampas sp., con poliquetos: Tubulostium clymenoides (GUPPY) y con macroforaminíferos: Asterocyclina asterisca, Lepidocyclina (Pliolepidina) tobleri (D.) (HEDBERG y PYRE, 1944; MACSOTAY et al., 1986). Edad: Con base a la fauna de foraminíferos planctónicos, la edad de la Formación Caratas s.s. se ha sugerido como Eoceno temprano a medio (RENZ, 1962; LAMB, 1964-b; GALEA, 1985), desde la zona de Acarinina pentacamerata a la de Truncorotaloides rohri. Con nannoplancton se han identificado las zonas NP12 d Marthasterites tribranchiatus, del Eoceno inferior, la NP16 con Discoaster tani nodifer, del Eoceno media y las NP17 a NP20, del Eoceno medio tardío al Eoceno tardío, aunque esta ultima determinación se baso sobre algunos ejemplares mal preservados. El Miembro Tinajitas, con base a su abundante fauna de foraminíferos grandes y foraminíferos planctónicos (globigerinidos espinosos), es de edad Eoceno medio, desde la zona Globogerinatheca subconglobata a Truncorotaloides rohri, según GALEA (1985), o solo la porción tardía del mismo intervalo: Orbulinoides beckmanni a Truncorotaloides rohri, según FURRER y ANDREIEFF en MACSOTAY et al., (1986). En el río Aragua del estado Monagas, en la parte superior pelítica de la Formación Caratas, se ha identificado una fauna pobre, conteniendo Globorotalia cerroazulensis, que demuestra la extensión de esta unidad al Eoceno tardío (CONTRERAS y HERNANDEZ, 1982 en ROSSI et al., 1987). En el subsuelo del área meridional del golfo de Paria, se reporto una secuencia esencialmente pelítica, glauconítica, con intercalaciones microconglomeráticas, con abundante microfauna de foraminíferos y radiolarios, de edad mayormente Eoceno medio; la presencia de Globorotalia cerroazulensis cocoensis en el tope, sugiere edad Eoceno tardío (PEREZ DE MEJIA y TARACHE, 1985). Correlación: La Formación Caratas s. s., se correlaciona con la Formación Punta Camero en la isla de Margarita, y con los megaciclotemas Trujillo-Misoa y Gobernador-MasparritoPagüey, en Venezuela occidental. En Trinidad su equivalente es la Formación Navet (CARR-BROWN y FRAMPTON, 1979). Sinonimia: La Formación Mundo Nuevo (original de creole petr. corp.), fue considerada como sinónimo de la Formación Caratas (SALVADOR, 1964-b); localmente, se le distinguieron los miembros Ventarrón, para designar las secuencias arenosas masivas inferiores, y Limón, para las limolitas calcáreas y calizas arenosas, glauconíticas superiores (ROSALES, 1960), que vendrían a ser los equivalentes del Miembro Tinajitas. La Formación Cautaro propuesta por CAMPOS y OSUNA (1977) es una secuencia correlativa pero dominantemente psammítica, de la faja volcada del frente de montañas, la cual es una unidad valida. 180 Véanse: CAUTARO, FORMACION; TEMEMURE, FORMACION. PEÑAS BLANCAS, FORMACION, y INVALIDO CARBON, PRIMER HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno – Oligoceno) Estado Zulia. LIDDLE (1928) designó tres intervalos ligníticos, expuestos en Zulia suroccidental, con los términos de Primer, Segundo y Tercer Horizontes de Carbón (First, Second and Third Coal Horizons), en secuencia descendente. En la nomenclatura vigente corresponde aproximadamente a las partes superior e inferior de la Formación Carbonera y al Grupo Orocué. Con anterioridad, LAMARE (1927) había empleado una nomenclatura semejante para referirse a las Series Superior e Inferior de Carbón (“Séries supérieur, inférieur du charbón”) separadas por 550 m de arenas y cascajos, que se presumen correspondientes a la Formación Mirador. Estos términos antiguos son inválidos, tanto por no geográficos como por su total desuso. Véanse: CATATUMBO, FORMACION y CARBONERA, FORMACION INVALIDO CARBON, TERCER HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario. Eoceno-Oligoceno) Estado Zulia. El empleo de este término, introducido por LIDDLE (1928) persistió hasta KUYL et al., (1955) y KEHRER (1956), pero ha desaparecido de la literatura posterior. Véanse: CARBON, PRIMER HORIZONTE DE y CATATUMBO, FORMACION VALIDO CARBONERA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) Colombia Referencias: Las lutitas arenosas de KEHRER (1938) Y los términos inválidos, por no geográficos, de "Primer Horizonte de Carbón" y "Horizonte de Lutita Arenosa", sugeridos por los geólogos de la Shell (GONZALEZ DE JUANA, 1951) y aplicados en la región de Cúcuta, Colombia y en la parte sur de la cuenca de Maracaibo fueron reemplazados por NOTESTEIN et al. (1944), con el nombre de Formación Carbonera. SUTTON (1946) 181 subdivide la formación en tres unidades distintas: la inferior denominada Formación "Omuquena", seguida por la Formación "Lobaterita" y la superior, Formación "Bebedero", cuyo conjunto considero equivalente a la unidad colombiana. Según SCHAUB (1948) esta subdivisión es errónea, señalando que la sección tipo designada por SUTTON (op. cit.) para la Formación Lobaterita se encuentra dentro de las lutitas superiores de la Formación León y no en las lutitas de la Formación Carbonera. DUSENBURY (1949) confirma que "Omuquena" y "Lobaterita" continúan en afloramiento a las formaciones Carbonera y León de Colombia. Por lo tanto, los términos de SUTTON (op. cit.) fueron invalidados por su sinonimia con unidades bien definidas. Localidad tipo: En la quebrada Carbonera, tributaria del río Zulia en el flanco oriental del anticlinal de Petrolea, 12 km al noroeste de Puerto Villamizar, Colombia. Extensión geográfica: Se extiende a Táchira, Mérida y Zulia meridional; en los alrededores de San Antonio y de Cúcuta y en la región de El Arenal y Pozos Azules, entre otras muchas localidades. En el río Omuquena de Táchira nor-central aflora una buena sección, que podría utilizarse como sección de referencia en Venezuela (GONZALEZ DE JUANA, et al., 1980). Descripción litológica: La Formación Carbonera se compone principalmente de arcillitas y lutitas grisáceas que meteorizan en tonos abigarrados de rojo y amarillo, irregularmente estratificadas, con areniscas arcillosas de 5 a 10 metros de espesor. La formación contiene capas de lignito y algunas calizas con Hannatoma (GONZALEZ DE JUANA, et al., 1980). SUTTON (1946) indica que en la sección del río Omuquena las lutitas constituyen, dostercios de la unidad, caracterizada por una intercalación de lutitas carbonosas, a veces arenosas, de color gris verdoso a gris oscuro, con restos de plantas y de areniscas laminadas con rizaduras, de grano fino, carbonosas y con restos de plantas. Las partes superior e inferior contienen capas de carbón lignítico y algunas calizas fosilíferas con moluscos de ambientes salobres a marinos de aguas someras. En el campo de Tarra el STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM CO. (1948) indican que a 140' (42,6 m) de la base se presenta una notoria capa de carbón sub-asfáltico de 1 a 3,3 m de espesor, liviano, negro mate, de fractura concoidea y con resina fósil, constituyendo un estrato guía en pozos y afloramientos, desde Colombia hasta el campo Los Manueles. Este carbón esta recubierto por el intervalo petrolífero denominado informalmente "Areniscas de El Cubo" de unos 500' (165 m); la parte inferior es petrolífera. En la parte superior de Carbonera se presentan otros niveles de carbones. AZPIRITZAGA y CASAS (1989) identificaron dentro de la secuencia estudiada una serie de facies que, agrupadas por sus características texturales, estructuras sedimentarias y relación vertical, convergen en dos unidades sedimentarias. La primera se caracteriza por presentar asociaciones de facies que constituyen una serie de secuencias de afinamiento de tamaño de grano hacia el tope; la segunda compuesta de areniscas, lutitas carbonosas, facies de carbón, que se presentan alternas, aumentando el espesor de las capas de carbón hacia el tope. El ambiente sedimentario de la Formación Carbonera parece haberse desarrollado en una extensa llanura baja similar a la existente hoy en el sur del Lago, con 182 formación de pantanos, algunos con vegetación densa, lagunas con aguas salobres y con drenaje por ríos sinuosos que migraban por la llanura. TRUMP y SALVADOR (1964) señalan que tanto la fauna como la litología indican ambientes de aguas salobres con aguas progresivamente más profundas hacia el tope de la formación. NOTESTEIN et al. (1944) considera a los sedimentos de la Formación Carbonera (en gran parte) como no marinos. Colmenares et al., (1988) colocan a la unidad dentro de una llanura deltaica, sometida a la acción de las mareas y la influencia marina. AZPIRITXAGA y CASAS (1989). Espesor: En la localidad tipo el espesor es de 720 m que aumenta hacia el norte y el oeste con el incremento en el contenido de areniscas; en Táchira (Formación "Omuquena") SUTTON (1946) menciona un engrosamiento desde 335 hasta 520 metros hacia el oeste, y en el campo Tarra un espesor de 450 m. RAMIREZ y CAMPOS (1969) mencionan un promedio de 470 m en Táchira. Relaciones de campo: El contacto inferior esta definido par el contraste con las areniscas de la Formación Mirador; el contacto superior con la Formación León es de naturaleza transicional y se coloca donde las lutitas arenosas y carbonosas pasan a lutitas puras. NOTESTEIN et. al., (1944) postulan una posible discordancia entre Carbonera y Mirador debido al espesor variable de las areniscas de esta última. KUYL et al., (1955) mencionan la existencia de un pronunciado hiato cronológico, indicado por los estudios palinológicos. SUTTON (1946) y el STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM CO (op.cit.), desconocen evidencias de esta discordancia en el campo y describen el contacto como transicional. AZPIRITXAGA y CASAS (1989) postulan abrupto el contacto entre la arenisca de la Formación Mirador depositada en un ambiente fluvial y las lutitas con horizontes de carbón de la Formación Carbonera, de ambiente de llanura deltaica alta, en el estado Táchira determinaron que la formación fue depositada en un ambiente de llanura deltaica alta por sus características sedimentológicas y análisis palinológicos efectuados; presenta depósitos de canal distributarios en su base y depósitos de llanura de inundación (pantanos y abanicos de rotura) hacia el tope. Fósiles: La fauna estudiada por SUTTON (op. cit.) proveniente de diversas localidades de Táchira y Mérida, consiste en moluscos de aguas salobres como son los del grupo de Hannatoma, así como de ambiente costero-lagunares como son Ostrea, Pitar, Tellina, Macoma, etc. Cita además foraminíferos de aguas salobres a marinas llanas tales como Quinqueloculina, Ammobaculites, Trochammina y Haplophragmoides. Edad: Con base a los moluscos la edad de la Formación Carbonera es probablemente Eoceno tardío, pero la evidencia paleontológica es en muchos casos de escaso valor, debido a la pobreza de sus faunas, desarrolladas en un ambiente salobre a terrestre (GONZALEZ DE JUANA, op, cit.). KUYL et al., (1955) señala una extensión de la edad hasta el Oligoceno según evidencias palinológicas. Sin embargo, el contenido paleontológico de esta unidad no permite discriminar entre el Eoceno y Oligoceno. Según GONZALEZ DE JUANA, et al., (op. cit.) durante el Eoceno tardío y parte del Oligoceno pudo haber existido un lapso de ausencia de sedimentación entre los ambientes 183 de Mirador y Carbonera, concomitante con la erosión prevaleciente en toda Venezuela durante el Eoceno tardío, y haberse reiniciado la sedimentación durante el Oligoceno con areniscas similares a las de Mirador. En secuencia vertical se separan la Formación Mirador de la Formación Carbonera por el hiatus de tiempo que según datos palinológicos existe entre ellas dos. Durante este hiatus no hubo sedimentación o los sedimentos fueron erosionados (AZPIRITXAGA y CASAS, op. cit.). Correlación: Según RAMIREZ y CAMPOS (1969) la Formación Carbonera es equivalente a la Formación Omuquena, cuya sección tipo se estableció en la zona Grita-San Cristóbal, estado Táchira, a corta distancia aguas abajo del punto donde cruza el camino Las TalasHojita (Pedernales). La parte superior de Carbonera se correlaciona con parte de la Formación Paují; pasa hacia el norte a la secuencia La Sierra-Ceibote en Perijá. La correlación con otras unidades eo-oligocenas se basa en criterios paleontológicos y no es evidente en el campo (LEV, 1970). Geoquímica: Del estudio realizado por BAR y PEÑA (1985) en el yacimiento carbonífero de Santo Domingo, ubicado a unos 55 km al suroeste de San Cristóbal, se tiene que las muestras de carbón sometidas a los análisis petrográficas representan al carbón húmico y en menor parte el carbón sapropélico. Estos carbones se clasifican como carbones energéticos, carentes de propiedades coquizantes. Considerando el conjunto de características y factores que aparecen en la Formación Carbonera, los yacimientos de carbón de esta formación, se pueden clasificar como los del tipo parálico de origen autóctono (BAR y PEÑA, op. cit.). Importancia económica: Según USECHE (1985) la Formación Carbonera, presenta buenos afloramientos de carbón, principalmente en la depresión de Rubio (silla de Capote), Lobatera, Capacho (quebradas Guatera y hato de la Virgen). De acuerdo a estudios de prospección geoeconómica, realizados a los yacimientos de carbón de la silla de Capote, Rubio, distrito Junín, estado Táchira, la zona representa una reserva económica de carbón de gran importancia para la región. BAR y PEÑA (op. cit.) consideran que los carbones del yacimiento de Santo Domingo en el estado Táchira, constituyen un buen combustible industrial y una materia adecuada para la industria Carbo-química. VALIDO CARENERO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Miranda. Referencias: BERMÚDEZ (1966) introdujo este nombre para designar lutitas expuestas cerca de Carenero en la costa oriental del estado Miranda, que se diferencian de otras rocas terciarias en el valle inferior del río Tuy por su contenido microfaunal; estos sedimentos se incluían antiguamente en la Formación Aramina. 184 Localidad tipo: Carenero, estado Miranda. Extensión geográfica: Hasta el presente solo se reconoce en la localidad tipo. Descripción litológica: Lutita calcárea suave, compacta y maciza, de color gris claro, que meteoriza en tonos castaños. Espesor: Unos 15 metros expuestos, aunque se presume mayor. Relaciones de campo: No observados; se presume su discordancia sobre las metamórficas de la cordillera de la Costa y su posición estratigráfica infrayacente a la Formación Aramina. Fósiles: BERMUDEZ (1963) enumera foraminíferos bentónicos y planctónicos. No se ha determinado si los moluscos de la Formación Aramina mencionados por DUSENBURY (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela), corresponden a esta en su sentido restringido actual o a la Formación Carenero. BOLLI y BERMUDEZ (1965) y BERMUDEZ (1966) establecen la correspondencia de la fauna de foraminíferos con la Zona de Globorotalia menardii; sin embargo, BERMUDEZ (1966) cita la especie Globorotalia acostaensis determinante de la zona del mismo nombre (BOLLI y BERMÚDEZ, 1965; BOLLI 1966). Ambas zonas pertenecen al Mioceno tardío. Edad: Mioceno tardío. Correlación: BERMUDEZ (1966) correlaciona la unidad con parte de las "Capas de La Tejita" en Margarita y con parte del Miembro Cerro Verde de la Formación Cubagua; provisionalmente postula su equivalencia también con las Capas de La Sabana en el Distrito Federal, a su vez posibles correlativas de la Formación Las Pailas, Grupo Cabo Blanco. VALIDO CARIAQUITO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Estado Sucre. Referencias: Esta unidad de esquistos fue descrita por GONZALEZ DE JUANA, et al., (1965), en la ensenada de Cariaquito, distrito Valdez, estado Sucre. Originalmente los autores subdividieron esta formación en tres miembros: Guatay, Patao y Yacua, en orden ascendente, pero los mismos autores en estudios más detallados (1972), la restringen a solo dos (2) miembros: Patao y Yacua, asignando el miembro Guatay a la parte superior de la Formación Macuro, basados en un cambio brusco de ambiente y posiblemente en una relación discordante. 185 Localidad tipo: Ensenada de Cariaquito, 5 km al este del poblado de Macuro en la península de Paria desde punta Los Garzos al sur hasta los manglares de Chaguaramal por el norte. Excelentes afloramientos de esta formación se encuentra en los acantilados orientales de la península de Paria, desde la ya nombrada punta Los Garzos hasta punta Tubey. Descripción litológica: Esquistos calcáreos con intercalaciones de esquistos y filitas cuarzo-grafitosas y micáceas. Hacia la parte oeste de Macuro, una litología variada de capas de caliza y yeso permite subdividir la formación en los miembros Patao y Yacua, más hacia el oeste y a lo largo del flanco sur solo se ha reconocido el miembro Patao. Espesor: 350 m aproximadamente. Relaciones de campo: Es aparentemente concordante con el Miembro Guatay de la Formación Macuro infrayacente; sin embargo, el cambio relativamente brusco de ambiente entre este miembro y las capas de caliza y yeso del Miembro Patao, indican un levantamiento que posiblemente han originado una relación discordante. Fósiles: Se han hallado varios fósiles de edad Neocomiense-Barremiense, en el Miembro Patao, hacia el oeste de la sección tipo. Correlación: Se considera equivalente lateral de la Formación Cariaquito, especialmente de la parte de esquistos calcáreo-grafitosos y filitas y esquistos cuarzo-micáceo-grafitosos. Véanse: GUATAY, MIEMBRO; PATAO, MIEMBRO, y YACUA, MIEMBRO INVALIDO CARIBE, SERIE, SISTEMA MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Sucre e isla de Trinidad. WALL (1860) usa el nombre de Sistema Caribe; posteriormente modificado como Serie Caribe por WALL y SAWKINGS (1860), para incluir alas rocas metamórficas que afloran en las penínsulas de Araya y Paria y en la cordillera Septentrional de Trinidad. Las únicas descripciones bastante completas de esta serie son las aportadas por las dos primeras ediciones del LEV (1956, 1970), cuyos autores incluyen en ella a las formaciones del Grupo Caracas, aquellas posteriores a este grupo en la parte central de la cordillera de La Costa, e igualmente a todas las formaciones metamórficas de las penínsulas de Araya y Paria. Este nombre fue empleado por muchos autores hasta la década de los años 50, cuando prácticamente no había nombres específicos para estas rocas, pero a medida que han aumentado los estudios en la cordillera de La Costa venezolana, este nombre ha caído en 186 total desuso, ya que es preferible referirse a alguna formación, grupo o complejo en particular, que utilizar un nombre tan general como el de Serie Caribe. INVALIDO CARIBE, SISTEMA ("Caribbean System") MESOZOICO MEDIO Cordillera de La Costa y Trinidad. G. P. WALL (1960) empleo originalmente este nombre (Caribbean System), posteriormente modificado al de Serie Caribe. Véase: CARIBE, SERIE INFORMAL CARICHAPO, ANFIBOLITA DE PRECAMBRICO Estado Bolívar. MENENDEZ (1994) revivió el uso del termino litodémico de Anfibolita de Carichapo de KALLIOKOSKI (l965-b) para ser aplicado a la unidad constituida de anfibolitas considerada como equivalente lateral del Grupo Carichapo, en aquellas localidades donde sea evidente que el grupo ha sufrido un metamorfismo superior al de los esquistos verdes y que, en consecuencia, sus unidades constitutivas hayan perdido tanto su identidad litológica original como el sentido de superposición. Esto sucede, particularmente, en las proximidades de los plutones graníticos del Complejo de Supamo con el cual esta en contacto intrusivo concordante. Se considera que el uso de un termino litodémico en estos casos, es más apropiado que el litoestratigráfico de Formación Carichapo aplicado por Ríos (1972) y ESPEJO (1972) en la región de Upata y El Manteco-Guri, respectivamente. La unidad ha sido correlacionada por KALLIOKOSKI (1965-a) con la Formación El Torno y con la Anfibolita de Río Claro. VALIDO CARICHAPO, GRUPO PRECAMBRICO Estado Bolívar. El término Formación Carichapo fue propuesto formalmente por KALLIOKOSKI (1965-a) para designar una unidad compuesta esencialmente de anfibolita de grano fino derivada de rocas volcánicas básicas intercaladas con cantidades menores de metajaspe, expuesta desde 187 el norte de La Paragua al oeste hasta los alrededores de Santa Maria, Miamo y Tumeremo al este. McCANDLESS (1961) y MARTIN (1968) usaron el término Grupo Carichapo, sin proponer formalmente la elevación del rango de la unidad, para incluir a las anfibolitas de la Formación Carichapo de KALLIOKOSKI (op. cit.) y a gneises y otras rocas cuarzo feldespáticas asociadas, lo cual no ha encontrado aceptación en trabajos posteriores, en los que se sigue la definición original que no incluyo rocas gnéisicas ni cuarzo feldespáticas en la unidad. MENENDEZ (1968) redefinió la unidad en la región de Guasipati, y propuso su elevación al rango de Grupo, para incluir las unidades de rocas volcánicas y volcaniclásticas de composición basáltica, infrayacentes a la Formación Yuruari, y cuyo contacto sedimentario inferior no aflora, debido a truncamiento por intrusiones graníticas conformables del Complejo de Supamo. El mismo autor destaco que Carichapo esta constituida de metavolcánicas con mineralogía de la facies del esquisto verde, lejos del contacto con el complejo y esencialmente de anfibolita, con estructuras volcanogénicas palinsépticas, adyacente al mismo. Bajo esas condiciones, de menor grado metamórfico, la unidad fue dividida en dos formaciones: El Callao, esencialmente en la parte inferior, y Cicapra en la parte superior. MENENDEZ (1994) reconoció posteriormente, en la misma región de Guasipati, la presencia persistente y característica de tholeitas magnesianas a comatiítas en la parte inferior de la unidad, identificando este sector como una nueva formación que denomino Florinda. La Formación El Callao queda restringida a la parte superior del Grupo Carichapo, suprayace a Florinda e infrayace a la Formación Cicapra, y posiblemente en parte se interdigita o grada lateralmente a la misma formación, que también infrayace a Yuruari. El grupo constituye la parte basal del Supergrupo Pastora, en cuya parte superior se encuentra la Formación Yuruari. MENENDEZ (1968) sugirió el empleo del termino: Grupo Carichapo (sin diferenciar), en las localidades, donde debido, ya sea, a una mayor deformación, o a un mayor grado metamórfico, o a escasez de afloramiento, la unidad no pudiera ser subdividida todavía. Esta idea fue aceptada por BENAIM (1972a; 1972b) en la región de Botanamo y AnacocoEl Dorado, por LIRA et al. (1975) en la región de Akarabisí y por MORENO y MENDOZA (1985) en el Alto Supamo. RIOS (1972) y ESPEJO (1972) en la región de Upata y El Manteco-Guri, respectivamente, encuentran constituida esencialmente de anfibolitas a la unidad en la posición estratigráfica señalada arriba, pero no intentaron subdividirla, reviviendo el termino de Formación Carichapo sin tomar en cuenta la sugerencia de MENENDEZ (op cit). MENENDEZ (1994) propuso el uso del termino litodémico de Anfibolita de Carichapo de KALLIOKOSKI (op. cit), como equivalente lateral de la unidad, en las localidades donde la unidad ha sufrido un metamorfismo superior al de los esquistos verdes, y como consecuencia, sus unidades constitutivas han perdido tanto su identidad litológica original, como el sentido de superposición. El nombre es tornado del río Carichapo donde afloran secciones de la unidad, particularmente su parte anfibolítica, en contacto con el Complejo de Supamo, que se encuentra en el sector del río que corta la serranía de Tomasote situado en la parte norte del cinturón de rocas verdes de Guasipati, estado Bolívar. (Hoja Nº 7739. Escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). ESPEJO (1972) asigna dos secciones de referencia para la porción 188 anfibolítica de la unidad en la región de El Manteco-Guri (cinturón de rocas verdes del Caroní): una en la falda norte del cerro Panamo (Hoja Nº 7638; Escala 1:100.000, Cartografía Nacional) para la parte inferior, en contacto con el Complejo Supamo, y la otra en la quebrada cerro Azul (Hoja Nº 7637, Escala 1:100.000, Cartografía Nacional) donde aflora la parte superior, infrayacente a la Formación Yuruari. Las secciones tipo de las Formaciones Florinda, El Callao y Cicapra son también de referencia para la unidad, donde presenta un grado metamórfico menor que en las secciones arriba señaladas. El grupo consiste de metalava y metatoba basálticas, tholeíticas y comatiíticas, y una menor proporción de rocas volcánicas ultramáficas de afinidad química comatiítica y de meta jaspe; en las zonas de mayor metamorfismo esta constituida de anfibolitas y cornubianitas hornabléndicas y meta cuarcitas mangano-ferríferas. En la región de Guasipati, donde sus unidades constitutivas han sido diferenciadas, la Formación Florinda, consistente de lavas tholeíticas normales a magnesianas con menores cantidades de comatiítas, ocupa la parte inferior del grupo, y las formaciones El Callao, de lavas tholeíticas normales a ferruginosas, y Cicapra, formada por volcaniclásticas de composición basáltico-comatiítica, ocupan la parte superior de la unidad. MENDOZA (1976) interpreta el conjunto de rocas del Grupo Carichapo como ofiolitas y postula que las lavas se emplazaron a través de fracturas en el manto y se depositaron sobre un basamento de corteza oceánica que separaba extremos continentales representados por los complejos de Imataca y Kanuku. Las lavas se habrían generado en una zona de subducción asociada a un arco de islas o a un borde continental. MORENO y MENDOZA (1975) encuentran en el alto Supamo, metabasitas en bajo contenido en TiO2, bajas relaciones Fe2O3 / MgO y alto contenido en Al2O3, con afinidades intermedias entre tholeíticas y calco a alcalina, y sugieren que pudieran haberse formado a poca profundidad, en un dominio de arco de islas a partir de una corteza oceánica no primitiva. MENENDEZ (1994) determino la tendencia de cristalización magmática de las rocas volcánicas de las unidades del Grupo Carichapo, donde indico que a las formaciones Florinda y Cicapra las caracteriza una tendencia comatiítica a tholeítica magnesiana y normal y a la Formación El Callao de tholeitas normales a ferruginosas, y sugiere que su origen puede haber sido producto de actividad volcánica fisural en corteza oceánica sin intervención de corteza siálica a lo largo de cuencas con una orientación N-S a N10ºE, dentro de la primera fase de la evolución de los cinturones de rocas verdes de la Provincia Geológica de Pastora. El Grupo Carichapo esta en contacto concordante y transicional con la suprayacente Formación Yuruari (MENENDEZ, 1968; 1972; ESPEJO, 1972). El contacto inferior sedimentario es desconocido; invariablemente esta intrusionada concordantemente por el Complejo de Supamo que aparentemente ha integrado la parte basal de la unidad en su zona de migmatitas. La unidad esta intrusionada por gabros, (Ej.: metagabros del cerro Pendare) y por diques y cuerpos mayores de pórfido de cuarzo y feldespato (plutones de Mandingal y Cerro .Pelón de MENENDEZ, 1972) además de otros cuerpos graníticos protásicos (Las Queseras, El Gancho, Vuelvan Caras, etc.) que lo cortan discordantemente, y diques de diabasa (Dique de Laguna de KALLIOKOSKI, 1965 ay b). 189 La unidad aflora al oeste del río Caroní en la región de Santa Bárbara (KALLIOKOSKI, 1965a,b; MCCANDLESS, 1976), hasta los limites con Guayana al este (BENAIM, 1972a; 1972b), y desde las estribaciones meridionales de la serranía de Imataca (KALLIOKOSKI, 1965a; 1965b, CHASE, 1965; ESPEJO, 1972; RIOS, 1972) al norte (falla de Guri), hasta las estribaciones septentrionales de la serranía de Lema al sur (BENAIM, 1972a). No se han determinado edades radimétricas en rocas de la unidad todavía; la edad máxima del Complejo de Supamo, que la intrusiona, debe representar su edad mínima relativa. MENENDEZ (1968) atribuyo una edad mínima de 2000 Ma al Complejo de Supamo; KALLIOKOSKI (1965a,b) señaló una edad de 2040 Ma a partir de rocas de la Trondhjemita de Guri. Mientras que, GAUDETTE et al (1977) determinaron edades radimétricas de 2600 Ma y 2814 Ma para la misma unidad; las cuales han sido reinterpretadas por KLAR (1978, en MENENDEZ, 1994), quien indico una edad Proterozoico inferior como la más apropiada para esas rocas, las cual representaría la edad mínima para Carichapo. La unidad ha sido correlacionada por KALLIOKOSKI (1965b) con la Formación El Torno y con la Anfibolita de Río Claro; MENENDEZ et al (1972) la correlaciona con parte del Grupo Barama de Guyana. La unidad litodémica Anfibolita de Carichapo es equivalente lateral de la unidad (MENENDEZ, 1994). Sinonimia: El Grupo Carichapo de McCANDLESS (1966) es homónimo de la unidad, al igual que el "Complejo de Gneis de Carichapo" y la "Anfibolita de Carichapo" del mismo autor. Son sinónimos de la unidad la Anfibolita de Panamo de CHASE (1965), la Anfibolita de Yuruari de SHORT y STEENKEN (1962) y la Formación Río Yama de KOROL (1965), según lo analiza KALLIOKOSKI (1965a; 1965b) y MENENDEZ (1968). La Formación Carapo de MARTIN (1974) es sinónima de Carichapo según lo indica MENENDEZ (1994). INVALIDO CARICHAPO-PASTORA, ASOCIACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a, p. 1036) introdujo este término para designar una faja de rocas expuesta al sur del Complejo de Imataca, constituida por su "Anfibolita de Carichapo", intrusionada y bordeada por varios tipos de gneises graníticos. Al sur de estas rocas y en posible discordancia con su unidad superior, el autor situó la "Serie Pastora", que señalo como coexistente con aquellas, por cuya razón agrupó ambos conjuntos bajo la denominación de Asociación Carichapo - Pastora. En la versión al castellano del mismo estudio (1965-c) se tradujo erróneamente el término como "Asociación Pastora-Carichapo". KALLIOKOSKI (1965-C) señalo que el nombre carece de significación estratigráfica definitiva, pero menciono su posible equivalencia con la Asociación Barama-Mazaruni de Guayana. El autor subdividió su "Asociación" indistintamente en formación, serie y 190 subunidades, divisiones que no son agrupables de acuerdo con las normas establecidas de nomenclatura estratigráfica, por lo cual el término es invalido. Véanse: PASTORA, ANFIBOLITA DE, SUPERGRUPO; CARICHAPO, GRUPO; CARICHAPO, INVALIDO CARICHAPO-PASTORA-CUCHIVERO, ASOCIACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. Este término fue empleado por MARTIN BELLIZZIA (1968) para agrupar las rocas pertenecientes a los grupos Carichapo, Pastora y Cuchivero. El término se considera como invalido por innecesario Véanse: PASTORA, SUPERGRUPO; CARICHAPO, GRUPO; CUCHIVERO, GRUPO INVALIDO CARIPE, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. HUMBOLDT (1825) menciono por primera vez la "Formación des dichten Kalksteins von Caripe" y se han publicado referencias ocasionales posteriores (KARSTEN, 1850; SIEVERS, 1888, 1896; LIDDLE, 1928). La roca es una caliza prominente de la Formación El Cantil, demasiado local como para ameritar una denominación estratigráfica formal. Sinónimo del término es la Caliza de Guácharo de GARNER (1926). Véase: EL CANTIL, FORMACION. VALIDO CARIPE, MIEMBRO (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense temprano) Estado Monagas. Este término fue introducido por YORIS (1985), para designar la parte basal, lutíticocarbonática-arenosa de la Formación Chimana en la región al sur de la serranía del Interior. Posteriormente, (YORIS, 1988a) le asigno secciones de referencia en el flanco norte del anticlinal de cerro Grande, en las vías Aragua de Maturín-Guanaguana y cueva de El Guácharo-San Agustín, estado Monagas. Suprayace concordantemente a la Formación El 191 Cantil e infrayace, también de forma concordante al Miembro Corral Viejo en la región de Caripe y al Miembro Caripito en la región de río Caripito, al oeste de la población del mismo nombre (estado Monagas). Aun no se ha estudiado su posible extensión, al norte de la serranía del Interior. Lateralmente, puede ser equivalente a las facies arenosas del Miembro Punceres (Capas de Punceres, en YORIS, 1985) de la Formación El Cantil (YORIS, 1988a, 1988b). YORIS (1985a 1988) reporta un espesor de 183 m en el flanco noroeste del anticlinal de cerro Grande y 70-395 m al sur de río Caripito en la cuenca del río Azagua. Véase: CHIMANA, FORMACION. VALIDO CARIPITO, MIEMBRO (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Monagas. YORIS, 1985, designa con este nombre la secuencia predominantemente arenosa de la Formación Chimana, en la región al oeste de Caripito, estado Monagas. Su litología característica, la constituyen areniscas micáceas, areniscas calcáreas glauconíticas y calizas arenosas glauconíticas, con pocas intercalaciones de lutitas arenosas oscuras y dolomitas arenosas glauconíticas. Suprayace al Miembro Caripe de la misma formación, y se extiende al oeste, posiblemente hasta la región de Punceres y Pico García, al norte de Aragua de Maturín. Su equivalente lateral al norte de la serranía del Interior, lo constituye el Miembro Putucual (también de la Formación Chimana), al este de Casanay, estado Sucre. Su sección tipo se encuentra en el río Caripito (YORIS, 1988), donde infrayace concordantemente a la Formación Querecual. YORIS (1985a 1988), reporta 325 m de espesor al sur del río Caripito, en la cuenca del río Azagua. Véase: CHIMANA, FORMACION INVALIDO CARMELO, FORMACION (?) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Táchira. El nombre Carmelo aparece sin definición en el cuadro de correlación de LIDDLE (1928) como intervalo representativo del Cretácico tardío en Los Andes meridionales. INFORMAL CARONÍ, GRUPO 192 PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MARTÍN (1974), introduce este término para describir un conjunto de rocas volcánicas dacíticas, y epiclásticas y vulcanoclásticas asociadas, al oeste del río Caroní, en la región Aro-Caroní-Paragua. La Formación Cachimbo, esencialmente volcánica, comprende la parte inferior de la unidad y la Formación Aza de rocas volcanoclásticas y turbidíticas ocupa la parte superior. La unidad representa parte de la secuencia supracortical en el cinturón de rocas verdes del Caroní de la Provincia Geológica de Pastora, y correlacionada con la Formación Yuruari del cinturón de rocas verdes de Guasipati en la misma provincia (MENÉNDEZ, 1994). La unidad se considera informal en espera de su descripción mas precisa. Véanse: AZA, FORMACIÓN y CACHIMBO, FORMACIÓN. INVALIDO CARORA, ARENISCA DE, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. SIEVERS (1896) empleó el nombre de “areniscas de Carora” para designar principalmente capas expuestas en el estado Lara equivalentes a la Formación Aguardiente, y también capas similares cerca de Píritu en Venezuela oriental. Salvo una sugerencia por KEHRER (1937) sobre una posible edad Eoceno en parte de la unidad, el término no ha sido empleado con esta acepción en publicación. GARNER (1926) introdujo el nombre de “caliza de Carora”, hoy fuera de uso, para designar calizas metamorfizadas expuestas al sur de Carora, estado Lara; en la terminología actual, probablemente corresponde a la Formación Carorita. Véase: CARORITA, FORMACIÓN INVALIDO CARORITA, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Lara. Este nombre fue introducido por CORONEL y RENZ (1960) para designar calizas laminadas típicas de color castaño verdoso a gris azulado, expuestas al norte de Barquisimeto, las cuales representan una parte relativamente pequeña de la Formación Carorita de BUSHMAN (1959), quien las incluye en esta unidad, al igual que BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1966, 1967). 193 Véase: CARORITA, FORMACION VALIDO CARORITA, FORMACION MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Lara. Referencias: Este nombre fue empleado por BUSHMAN (1959), para designar una secuencia de lutitas, calizas, areniscas, cuarcíticas y margas alteradas por metamorfismo de bajo grado, expuestas al norte de Barquisimeto. Según CORONEL y RENZ (1960) la Formación Carorita de BUSHMAN incluye unidades heterogéneas cuyas edades se extienden desde el Cretácico temprano hasta el Eoceno-Paleoceno. Estos autores separaron las siguientes unidades litológicas en el intervalo de la formación Carorita original de BUSHMAN, en orden descendente: Caliza Azul, Caliza de Carorita, Formación La Osa, Lutitas Caoliníticas y Areniscas Cuarcíticas, Lutitas y Cenozoico no diferenciado en Facies “Flysch”. VON DER OSTEN (1966) con base a informes inéditos de KIEWIET DE JONGE y CORONEL, publicó una descripción y mapa de la sección tipo designada por estos autores para la unidad. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1366), incluyeron las unidades La Osa, Carorita y Caliza Azul, en la Formación Carorita, considerada por ellos como un gran bloque alóctono de su Formación Mamey y designaron a la parte inferior, arenácea, de la Formación Carorita original de BUSHMAN con el nombre de Formación Bobare. Más recientemente BELLIZZIA (1986) y MACSOTAY et al., (1987) reconsideran algunos aspectos de la Formación Carorita, asignándola definitivamente al Cretácico temprano. Localidad tipo: Al norte de Barquisimeto la sección comienza en el caserío Carorita Arriba y continúa hacia el sur hasta el cerro Las Minas. (Hoja Nº 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Se presenta en forma de una gran masa de unos 8 km de longitud máxima en sentido este-oeste y 3,5 km de ancho, situada al suroeste de Carorita Arriba y unos 3 km al norte de Barquisimeto. Descripción litológica: La Formación Carorita está formada, fundamentalmente, de calizas arenáceo-feldespáticas de grano grueso en capas macizas, lutitas, margas, conglomerados calcáreos a veces guijarrosos y, en algunas localidades, conglomerados de peñones en los cuales se presentan fósiles del Cretácico temprano (BELLIZZIA, 1986) CORONEL y RENZ (1960) opinan que la formación Carorita se sedimentó en ambiente de poca profundidad y en aguas claras. El carácter de la litología, la fauna y la icnofauna sugieren un origen hemipelágico de ambiente batial o abisal (MACSOTAY et al., 1987). Espesor: BUSHMAN (1959, 1965) y BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967) concuerdan en la cifra de 500 m de espesor para esta unidad. CORONEL y RENZ (1960) midieron 760 m, 194 aunque admiten que la cifra es dudosa por los pliegues "recumbentes" especialmente frecuentes en los afloramientos septentrionales de la formación. Relaciones de campo: Según MACSOTAY et al., (1987) su contacto inferior en el área tipo es una falla de corrimiento con respecto a las formaciones Barquisimeto y Matatere. El contacto superior en el área tipo es de discordancia angular y erosional con la Formación La Osa. Hacia el oeste este mismo contacto es con la Formación Barquisimeto inferior. Hacia el norte en el área de Carorita Abajo, el contacto de la Formación Carorita es transicional con la suprayacente Formación Bobare. Hacia el este, la Formación Carorita pasa gradualmente a la Formación Mamey del Grupo Los Cristales (BELLIZZIA y RODRIGUEZ 1967). Fósiles: BUSHMAN (1965) VON DER OSTEN (1967) BELLIZZIA (1986) MACSOTAY et al., (1987) citan faunas de foraminíferos y amonites principalmente entre las que sobresalen: Neotrocholina valdensis, Olcostephanus (O.) c.f. asterianus, Leptoceras sp., Ancyloceras sp., Hamites, Idiohamites y Pseudohelicoceras, además de Hemiptycoceras cf. gaultinum mencionado por MACSOTA Y (1972). Edad: El conjunto faunal mencionado anteriormente sugiere que la Formación Carorita cubre la mayor parte del Cretácico temprano: Valanginiense, Hauteriviense, Barremiense, Albiense (MACSOTAY et al., 1987). Correlación: BUSHMAN (1959, 1965) correlaciona la formación con el Grupo Cogollo, CORONEL y RENZ (1960) la correlacionan con la Formación Los Cristales de BUSHMAN y parte superior de la Formación Mapuey. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1966, 1967) la consideran como bloque alóctono de la Formación Mamey. BELLIZZIA (1986) menciona que la secuencia sedimentaria representada por las formaciones Mamey, Volcancito y Carorita "presenta características petrológicas semejantes y a su vez puede correlacionarse con las formaciones Araure, Agua Blanca, Cojedes, y Mapuey de la región de Acarigua-San Carlos". MACSOTAY et al., (1987) correlacionan a la Formación Carorita con las formaciones Mamey, Las Mercedes, Carúpano y posiblemente Nirgua. Sinonimia: Caliza Azul, Caliza de Carorita, Lutitas Caoliníticas, Areniscas Cuarcíticas. VALIDO CARRIZAL, FORMACION PALEOZOICO (Cámbrico temprano) Estado Anzoátegui. Referencias: HEDBERG (1942) publicó la primera referencia a la Formación Carrizal, reconocida en el pozo Carrizal Nº; 1, en el subsuelo de Anzoátegui. STOVER (1967) postuló una edad Devónico-Carbonífero, con base a estudios palinológicos. DI GIACOMO (1985) y SINANOGLU (1986) establecieron la edad Cámbrico temprano, a partir de estudios de acritarcos en núcleos de pozos del sector Zuata, de la faja petrolífera del 195 Orinoco. FUNES (1985) la mencionó en pozos del norte del sector Hamaca de la misma faja, y JAM y SANTOS (1989) informaron de su posible extensión al sector cerro Negro, en el sur de Monagas. Localidad tipo: La sección tipo de la formación esta en el pozo Carrizal 1, situado en el distrito Monagas del estado Anzoátegui, a unos 65 km al suroeste de Pariaguán, y a unos 40 km al sureste de Santa María de Ipire (Hoja Nº 7141, escala 1:100.000, Cartografía Nacional), entre la profundidad de 1111 m y el fondo del pozo a 1598 m. Esta sección corresponde a la parte superior de la unidad. Una sección de referencia representando la parte inferior, esta en el pozo Zuata Nº 1, aproximadamente 40 al sur-suroeste del Carrizal 1, entre las profundidades de 458 m y 777 m. Extensión geográfica: Subsuelo de la parte meridional de los estados Guárico y Anzoátegui, y probablemente sur de Monagas. Descripción litológica: La formación esta constituida por una espesa secuencia de arcilitas verdosas a gris oscuro, duras, masivas y densas, ocasionalmente teñidas de rojo, duras y compactas. Contiene algunas capas de limolita y areniscas. Generalmente esta fuertemente bioturbada. Es notablemente homogénea, pese a su contenido variable de limo, con intercalaciones locales de areniscas o conglomerados de guijarros. Intercaladas, y generalmente hacia la base de la formación, se han observado cuerpos de arena. Ocasionalmente, se presenta calcita coma cementa en las capas de limolita y en diaclasas verticales. Mineralógicamente, la unidad se caracteriza por granate, biotita, feldespatos, cuarzo, ftanita, muscovita y glauconita como minerales más comunes, y es claramente identificable en los registros eléctricos, con base a la respuesta de las curvas de rayos gamma y potencial espontáneo, típico de sedimentos lutíticos. Las estructuras sedimentarias sugieren, que estas litologías fueron depositadas bajo condiciones de ambiente marino (nerítico), en aguas someras y condiciones de corriente típicas de llanuras de marea. Espesor: En el pozo Carrizal-2X se han medido 1827 m, pero se supone que el espesor sea mucho mayor. Relaciones de campo: El tope de la Formación Carrizal es siempre erosional, estando cubierto por sedimentos precretácicos, por el Grupo Temblador o por la Formación Oficina. En la base suprayace a la Formación Hato Viejo, con la cual guarda estrecha relación. Fósiles: Los únicos fósiles hallados en la Formación Carrizal son acritarcos, organismos unicelulares de afinidad incierta, los cuales han sido descritos en estudios publicados por STOVER (1967), DI GIACOMO (1985) y SINANOGLU (1986). En estos estudios se mencionan los géneros Michrystridium, Dictyotidium, Gorgonios phaeridium, Gonios phaeridium, Leiosphaeridia, Skigiagia, etc. Edad: STOVER (1967), al estudiar los acritarcos de la Formación Carrizal, le asigno una edad Devónico tardío a Missisipiano temprano, pero DI GIACOMO (1985) y 196 SINANOGLU (1986), basándose en nuevas revisiones de estos fósiles, le han asignado una edad Cámbrico temprano. Correlación: En pozos del área de Zuata se encuentran intercalaciones arenosas dentro de la Formación Carrizal, que presentan las características de la Formación Hato Viejo. Podría considerarse que, en su parte más vieja, al menos, la Formación Carrizal equivale cronológicamente a la Formación Hato Viejo. INVALIDO CARRIZAL, PLUTON DE PRECAMBRICO (?) Estado Cojedes. MENENDEZ (1965) empleo este nombre para designar uno de los cuatro plutones de trondhjemita expuestos en la parte sur del Complejo de El Tinaco; el nombre proviene del cerro Carrizal, formado por esta unidad. El plutón intrusiona al Gneis de La Aguadita con un contacto gradacional y concordante con la roca caja. Las trondhjemitas que componen el núcleo son rocas de color gris verdoso claro y textura granular hipidiomórfica, que se hace localmente gnéisica en los bordes del plutón. La roca se compone esencialmente de plagioclasa, cuarzo, biotita y feldespato potásico. Este último mineral suele presentarse en forma de porfidoblastos de distribución muy errática. El término es homónimo de la Formación Carrizal del Paleozoico en Venezuela central y oriental, por lo cual se considera como invalido, y debe ser reemplazado. INVALIDO CARUAO, COMPLEJO MIGMATITICO DE PALEOZOICO Distrito Federal. URBANI y QUESADA (1972) definen como "Complejo Migmatítico de Caruao" a un conjunto litológico, con predominio de tonalitas, en la HOYA media del río Caruao. URBANI (1988) redefine varios complejos ígneos de la cordillera de La Costa, asignándole a este el nombre de "Complejo de Caruao". Véase: CARUAO, COMPLEJO DE VALIDO CARUM, FORMACION PRECAMBRICO Estado Bolívar. 197 Referencias: El término Miembro Carum, de la Formación Caicara, fue propuesto por MORENO et al. (1985) para designar uno de dos grupos de lavas andesíticas intercaladas con menor proporción de tobas ácidas de carácter dacítico y riolítico-riodacítico que afloran en la cuenca de los ríos Carum y Antabani, afluentes del río Caroní, y en caño Mari, afluente del río Paragua, en la región sur-central del estado Bolívar. TAKEDA et al. (1989) propusieron elevar la unidad al rango de formación correlacionándola con la Formación Caicara. Localidad tipo: El sector del río Paragua comprendido desde 4 km aguas abajo de la desembocadura del río Carum, municipio autónomo Raúl Leoni, estado Bolívar (Hoja Nº 7531, escala 1:100000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora en los ríos Caroní, Antabari, Carum, Paragua, y caño Mari (afluente). El mayor desarrollo de la unidad se observa en el río Antabari. Descripción litológica: La unidad consiste de riolitas, riodacitas y en menor cantidad dacitas, andesitas y basaltos que se encuentran intercaladas con rocas volcánicas recristalizadas que contienen capas de tobas soldadas (ignimbritas). TAKEDA et al (op. cit.) indicaron que la unidad ha sufrido una recristalización metamórfica bajo las condiciones desde la facies Prehnita-pumpellyta hasta la de esquistos verdes. Estas rocas muestran un rumbo general nornoroeste y buzamiento casi vertical. Dichos autores señalaron la existencia de rocas intrusivas ácidas (granitos tipo Santa Rosalía) en el área del río Parupa, en contacto de falla con las volcánicas, y la presencia de cuerpos intrusivos, de composición granodiorítica y cuarzo-diorítica, que han impuesto una aureola de contacto en las metavolcánicas de la unidad, en el área del río Cuturí. En el caño Cuco (afluente del río Cutabani) la unidad contiene una capa calcárea formando brechas con posible material orgánico reemplazado por oxido de hierro con una textura remanente parecida a la de stromatolitos del Precámbrico. Espesor: No se indica en la descripción original. Relaciones de campo: No se mencionan relaciones estratigráficas, el contacto superior pudiera ser con rocas del Grupo Roraima. Fósiles: Se mencionan stromatolitos indicativos de edad Precámbrico. Edad: Precámbrico. TAKEDA et al (1989) sugirieron una edad 1 900-1 700 Ma que correspondería a la Ovogénesis Transamazónica. Correlación: Con la Formación Caicara. Importancia económica: MORENO et al (1985) recomendaron un estudio detallado (geológico-geoquímico) en las áreas donde aflora la unidad para la búsqueda de cobre y oro. 198 INVALIDO CARUM, MIEMBRO (Formación Cairara) PRECAMBRICO Estado Bolívar. Este termino introducido por TAKEDA, LIRA y SOSA (1989), fue posteriormente invalidado al ser elevada la unidad a rango formacional. Véase: CARUM, FORMACION VALIDO CARUPANO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) Estado Sucre Referencias: ZAMBRANO (1967) propuso este nombre para designar una secuencia de esquistos calcáreos cuarzo-micáceos con intercalaciones de esquistos filíticos cuarzosos calcáreos, y desarrollos de lentes delgados de calizas negras, grafitosas, localmente actinolíticas, hacia la parte media y superior. Incluyó además al conjunto de rocas verdes (metalavas y metatobas) expuestas en diversas localidades costeras, que denominó Miembro El Copey. Autores posteriores (BLADIER, 1977 y CAMPOS, en BELLIZZIA, 1986) restringen el nombre de Formación Carúpano para la secuencia de filitas calcáreas grafitosas, capas lenticulares de caliza oscura recristalizada, esquistos cuarzo- micáceografitosos calcáreos, parcialmente conglomeráticos de cantos finos, y filitas cloríticas y/o grafitosas, expuestos en una franja situada en la parte septentrional de la región. Localidad tipo: ZAMBRANO (1967) designó como sección de referencia los afloramientos a lo largo de la carretera Carúpano-Río Caribe, que puede completarse con los afloramientos en el morro de Puerto Santo, la ensenada de Puipui en las inmediaciones de Guaca. Extensión geográfica: La Formación Carúpano aflora a lo largo de toda la zona costera de la región del estudio de ZAMBRANO (op. cit), más extensamente al oeste de Carúpano desde donde disminuye progresivamente hacia el este; entre San Juan de las Galdonas y San Juan de Unare forma acantilados en la costa. SEIJAS (1972) observa en la península de Araya-Paria, la continuación de esta unidad hasta el meridiano del poblado de Salazar, donde desaparece en el golfo de Cariaco; en esta zona adquiere un desarrollo considerable con la presencia de numerosas capas de caliza recristalizada de más de 50 cm de espesor individual, y sostiene las mayores elevaciones, la formación se distribuye en los distritos Rivero, Bermúdez y Arismendi del estado Sucre. 199 Descripción litológica: La Formación Carúpano consiste principalmente de filitas y esquistos calcáreos grafitosos, capas delgadas y lenticulares de caliza recristalizada presentes a diferentes niveles con mayor o menor frecuencia; las calizas de la parte basal tienen espesores de hasta 50 cm. La parte media de la unidad consiste de filitas calcáreas y grafitosas, hacia cuya parte superior se observan desarrollos de lentes de calizas delgadas (20 cm de espesor) y grafitosas, intercaladas con filitas y esquistos calcáreos y grafitosos, que localmente, en especial hacia el extremo oriental de la región, se hacen bastantes cuarzosos, grafitosos y poco calcáreos. Esta parte se desarrolla al este del poblado del Puipui y adquiere su mejor expresión entre San Juan de Las Galdonas y Zipara, donde los esquistos y filitas calcáreos son menores. Asimismo, en la parte superior de la unidad y en la zona comprendida entre Güiria de La Playa y La Esmeralda se desarrollan filitas micáceas grafitosas, con capitas algo cloríticas de yeso de origen secundario entre los planos de foliación; localmente afloran las filitas calcáreas y calizas que caracterizan la mayor parte de la unidad. En el morro de Puerto Santo, muy cerca del contacto con la Formación El Copey suprayacente, hay un desarrollo local de esquistos conglomeráticos con granos de cuarzo oscuro y de granulometría fina. Una característica muy notable es la gran cantidad de vetas delgadas de calcita y siderita en la unidad, en general paralelas a la foliación, pero que también rellenan y cortan la foliación. Espesor: Debido a la ausencia de una sección completa, la profunda meteorización, la ausencia de capas índices que permitan medir un espesor total, y el intenso plegamiento, solo ha sido posible estimar unos 750 m de espesor. Edad: No se encontraron fósiles en ningún afloramiento. En GONZALEZ DE JUANA et al., (1980) se establece la posible correlación con la parte inferior de la Formación Cariaquito y con la parte inferior de la Formación Güinimita, lo cual supone una edad Barremiense - Aptiense para la Formación Carúpano. Relaciones de campo: El contacto entre las formaciones Carúpano y Laguna Chica es de falla y se extiende desde punta Salazar hasta Guayacán. El contacto con la Formación Tunapui en la península de Araya es poco visible. En el área de Carúpano, SEIJAS (1972) considera que Tunapui infrayace concordantemente a la Formación Carúpano con un contacto normal en toda su extensión, menos en la zona nororiental de su área de trabajo donde el contacto es de falla. GONZALEZ DE JUANA et al., (1972) postulan para esta formación en su limite sur un contacto de falla de corrimiento con las formaciones más antiguas, Macuro y Uquire. Correlación: Los autores concuerdan con su semejanza litológica con el Miembro Yacua de la Formación Cariaquito. VIGNALI (1976) extiende esta semejanza a la sección inferior de Güinimita en las regiones donde el Miembro Yacua no puede ser claramente separado. CHRISTENSEN (1961) indica una correlación con las rocas del Grupo Caracas. SHUBERT (1972) discute una posible correlación de esta formación con rocas litológicamente semejantes, Formación Las Mercedes, del área de Caracas. 200 INFORMAL CARUPANO, INTRUSIVAS GRANÍTICAS JÓVENES DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Sucre. La primera referencia formal acerca de estas intrusiones ígneas excepcionalmente jóvenes para Venezuela, se debe a MAXWELL y DENGO (1950), quienes las clasificaron como pórfidos dacíticos. GANSSER (1954) las vuelve a mencionar bajo el nombre de andesitas, y sugiere su relación con el arco volcánico de las Antillas Menores. SEIJAS (1972) y SIFONTES (1972) publican una primera descripción petrográfica de las rocas ígneas, a las que denominaron dacitas. En el mismo año, SIFONTES y SANTAMARIA, determinan su edad pliocena mediante el análisis radimétrico de las relaciones K/Ar. Estos resultados geocronológicos vuelven a ser mencionados por SANTAMARIA y SCHUBERT (1974), al igual que por VIGNALI (1979). GONZALEZ DE JUANA et al. (1980) recapitula toda la información pertinente disponible hasta la fecha. SCHUBERT y SIFONTES (1983) clasifican las rocas intrusivas como riolitas. Con base en datos gravimétricos, URBANI (1985) propone la existencia de un gran plutón granítico a escasa profundidad, al que las apófisis estarían conectadas. Con el fin de unificar la clasificación litológica de estas intrusiva, MOTICSKA (1987) publica descripciones petrográficas detalladas, concluyendo que se trataba de pórfidos de granito subalcalino; además halla y describe unas brechas ígneas peculiares, relacionadas con las intrusivas. La localidad tipo se encuentra en el río Rivilla, al suroeste de Carúpano, estado Sucre. (Hoja Nº 7547, escala 1:100000, Cartografía Nacional). Las rocas descritas no han sufrido metamorfismo, ni se han descrito cambios texturales por contactos de enfriamiento rápido. El magmatismo joven de Carúpano se ha relacionado con el arco volcánico de las Antillas Menores, pero no se ha correlacionado con ningún otro cuerpo ígneo en la región. Según los diferentes autores, las intrusiones ígneas se describen como pequeños plutones (apófisis), diques y sills, con dimensiones desde pocos metros hasta 200 m y en algunos casos hasta 350 m. Se han ubicado unos 27 de ellos, pero se calcula que pudiera haber hasta 50 cuerpos. Todos intrusionan, en forma generalmente discordante, a la Formación Tunapui del Jurasico tardío-Cretáceo temprano, que presenta un metamorfismo regional de la facies de los esquistos verdes. El magmatismo es postmetamórfico y postorogénico, y no presenta mayores deformaciones ulteriores. Estudios gravimétricos del área de Carúpano-El Pilar han dado pie a la proposición de la existencia de un gran plutón granítico a escasa profundidad, cuyas dimensiones se han estimado en 20 km en su eje mayor, por 11 km en su eje menor y hasta 15 km de profundidad, orientado en sentido NE-SO. Este batolito en si no aflora, pero las apófisis intrusivas, se consideran que son satélites hipabisales del mismo. Desde que se conoce este magmatismo postmetamórfico y post-orogénico de edad excepcionalmente joven, se le ha relacionado con el extremo meridional del arco volcánico de las Antillas Menores y con la posible zona limítrofe de las placas del Caribe y Suramérica. El enjambre central se halla ubicado en el tramo central del do Rivilla y de sus afluentes Chacaracual, Mijagual y quebrada Honda. Su número disminuye hacia el este y noreste 201 (quebrada Grande), siendo el ultimo afloramiento conocido en esa dirección, el de la quebrada Bertosini, al sur del poblado de Cusma, que es especialmente grande y se halla bien expuesto. La edad radimétrica por el método K/Ar, es de 5 ± 0.5 ma. Por el método de las trazas de fisión se le ha determinado una edad de 6,7 Ma. La primera edad corresponde al Plioceno inferior y la segunda al Mioceno superior. Se ha propuesto la relación genética entre una de estas intrusiones y la mineralización de sulfuros metálicos (galena argentífera y blenda) de Gran Pobre y de especularita y pirita, carentes de importancia económica. Asimismo se ha sugerido la relación causal entre este magmatismo, con las manifestaciones geotermales del área de El Pilar-Casanay. El nombre de Carúpano le corresponde formalmente a la Formación Carúpano del Cretáceo inferior, por prioridad. Sin embargo, en la literatura, las Intrusivas Graníticas Jóvenes de Carúpano aparecen con ese nombre y habrá que seguir utilizándolo informalmente, hasta cuando se publique una nueva denominación. VALIDO CARVAJAL, FORMACION CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Trujillo. Referencias: SUTTON (I946) definió como Formación Dividive, a una secuencia de arenas y gravas discordantes sobre la Formación Betijoque y unidades más antiguas, que afloran en el piedemonte noroeste de los andes venezolanos. Sin embargo, el mismo autor sugiere el nombre Carvajal para esta secuencia, debido a que el nombre Dividive ya había sido utilizado previamente. Originalmente, SUTTON (1946) incluyo en la Formación Carvajal, a todos los sedimentos aluviales que afloran en el piedemonte andino del Lago de Maracaibo, y los valles internos de los andes. Posteriormente, SCHUBERT y VALASTRO (1980), con base en la falta de continuidad y correlación certera entre los sedimentos aloviales del piedemonte, y los valles internos, separaron a los sedimentos del valle medio del río Motatán, como Formación Esnujaque. Localidad tipo: SUTTON (1946) menciono como localidad tipo, a los afloramientos a lo largo de la antigua vía férrea entre Agua Viva y Sabana de Mendoza (cerca de la población de Dividive). El nombre de Carvajal se derivo de la población de San Rafael de Carvajal al sureste de Valera. (Hoja Nº 6043, escala 1:100000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad bordea las regiones elevadas a lo largo del piedemonte noroccidental de Los Andes venezolanos (estados Táchira, Mérida Trujillo y Zulia). Descripción litológica: La Formación Carvajal consiste de arenas y gravas macizas, frecuentemente con estratificación cruzada, mal estratificadas, mal cementadas, pardas y micáceas. La región tipo, consiste en guijarros y cantos mal escogidos de rocas ígneas y metamórficas, muy semejantes a las de los conglomerados de la Formación Betijoque 202 infrayacente. Los sedimentos de la Formación Carvajal representan abanicos aluviales, coladas de barro y sedimentos de llanura de inundación. Espesor: Los espesores máximos (150 m) de la Formación Carvajal, se presentan cerca del frente de montaña, y disminuyen rápidamente hacia la cuenca de Maracaibo, hasta desaparecer. En otros valles piemontinos, alcanza espesores de 120 m (CANELON y RAMIREZ, 1977). Relaciones de campo: La Formación Carvajal suprayace discordantemente a todas las rocas más antiguas. Localmente, infrayace a sedimentos recientes. Fósiles: SCHAUB (1935) describió restos de vértebras, costillas, metápodos, falanges y otros restos óseos de gravígrados, hallados en gravas de loma de Morón (Valera); además, menciona la presencia de fragmentos de dientes y un fémur de Megatheriidae y una falange de un posible Mylodon. Edad: La Formación Carvajal se asigna al Pleistoceno por sus relaciones estratigráficas. Correlación: la Formación Carvajal probablemente es equivalente a otros depósitos aluviales, tales como las formaciones Necesidad (al suroeste) y El Milagro (al noroeste), a las Capas de Peñones de Monay (al este), a la Formación Guanapa (piedemonte de Barinas) y parcialmente, a la Formación Esnujaque (valle medio del río Motatán). INVALIDO "CASA BENTURA", CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Falcón. Ortografía errónea introducida por WIEDENMAYER (1924) de las Capas de Casa Ventura. Véase: CASA VENTURA, CAPAS DE. INFORMAL CASA VENTURA, CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Falcón WIEDENMAYER (1924) mencionó casualmente unas capas en "Bentura", que relaciono erróneamente con una discordancia dentro de la "serie Agua Salada"; en realidad estas capas forman parte de una terraza pleistocena, discordante sobre la serie inferior de Agua Salada, cerca de Casa Ventura (RENZ, 1948). SUTER (1937) publico originalmente el 203 término de Capas de Casa Ventura y las asignó al Pleistoceno, indicando que las llamadas "Capas de Agüide", angularmente discordantes sobre el Grupo Agua Salada, probablemente corresponde a esta unidad. SENN (1940) las incluyo en su cuadro de correlación, sin describirlas. RENZ (1942) las describió y menciono algunos de sus fósiles. La unidad tiene la localidad tipo en la costa norte del estado Falcón, distrito Acosta, entre Curamichate y Agüide. Se compone de arcillas fosilíferas y arenas que forman acantilados, discordantes sobre el Grupo Agua Salada, constituyendo la unidad más joven de la zona de afloramientos. La extensión geográfica de la unidad es muy reducida, limitándose a las áreas cercas a la localidad tipo en el distrito Acosta del estado Falcón. No hay referencias precisas sobre el espesor de la unidad. ROYO y GOMEZ (1956) se refiere a unas capas marinas del Pleistoceno situadas entre 16-20 m sobre el nivel del mar, como las "Capas de Casa Ventura", mientras que los niveles situados entre 3-6 m sobre el nivel del mar, corresponderían al Holoceno. De acuerdo a esto, la unidad tendría un espesor promedio de 14 m. La unidad se encuentra formando acantilados discordantes sobre el Grupo Agua Salada, y no esta cubierta por otros sedimentos. RENZ (op. cit.) menciona entre sus fósiles Ammonia beccarii, Anomalocarcia aff. braziliana, Chione aff. Walli y Ostrea sp. La edad asignada es Pleistoceno. ROYO y GOMEZ (1956) indica que la altura de la terraza con respecto al nivel del mar, corresponde al Pleistoceno medio-tardío. La presencia del foraminífero Ammonia beccarii, según el modelo de glaciaciones e interglaciaciones usado en Europa (Inglaterra), puede indicar una edad correspondiente a la interglaciaciones finales del Pleistoceno media (FUNNELL, 1981). Según el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1970), constituye la unidad representativa del Pleistoceno en el estado Falcón y es correlacionable con la Formación El Milagro en la región de Maracaibo. Esta correlación, si embargo, es ambigua, siendo más lógico correlacionar las Capas de Casa Ventura con otras unidades marinas de finales del Pleistoceno media como La Formación Abisinia, o formaciones que van desde el Pleistoceno media hasta el Pleistoceno tardío (SANGAMON), como la Formación La Tortuga. La unidad se deposito en un ambiente marino, en la zona litoral de línea de costa a profundidades someras. INFORMAL 204 CASA VERDE, DIQUE DE PRECAMBRICO (?) Estado Bolívar. El término fue introducido por KALLIOKOSKI (1965) para designar un dique de diabasas que se extiende ininterrumpidamente al norte de cerro Bolívar con algunos desplazamientos escalonados, a lo largo de 65 kilómetros de distancia en dirección noreste hasta El Palmar, teniendo una anchura de 23 metros cerca de la carretera en las proximidades de cerro Bolívar. Se trata de un dique largo o serie de diques cortos, controlado por el sistema de fallas de ciudad Piar - Guri, el cual llega a aflorar a distancias tan lejanas como El Palmar. RUCKMICK (1963) describió, sin nombrarlo, un sill de diabasa de alto buzamiento al norte de Cerro Bolívar, el cual corresponde a este dique. SHORT y STEENKEN (1962), bajo la denominación de "rocas ígneas básicas no metamorfizadas", describieron el "gran dique de basalto" que aflora en dirección ONO-ENE desde el oeste de cerro Bolívar hasta cerca de Upata. Eventualmente podría tener utilidad en la industria de la construcción como piedra triturada y ornamental. INFORMAL CASCAJAL, CONGLOMERADO DE CENOZOICO (CUATERNARIO: PLEISTOCENO?) Estado Sucre. Esta unidad, discordante sobre la Formación San Antonio del Cretácico tardío, fue descrita por VIVAS y GODA (en MACSOTAY, 1987) en las cercanías de Cumaná, donde constituye cerros redondeados de coloración rojiza. Litológicamente esta descrita como conglomerados pudinga formados por peñas y peñones de cuarzoarenitas de grano grueso a fino (93 %) y calizas (1 %), provenientes de la Formación Barranquín, además de gravas y gravillas de limolita silícea y ftanita negra (6 %) procedentes del Cretácico tardío (Formación San Antonio), bien consolidados, de matriz litoarenítica en donde no se han hallado fósiles. Estos sedimentos aparentemente no sufrieron los efectos de la tectónica que afecto los cerros de Caigüire, por lo cual VIVAS y GODA (op cit.) le asignan una edad post-Pleistoceno; sin embargo CARABALLO (en MACSOTAY, 1987), con base a la composición lítica y al grado de esfericidad de los cantos, sugiere su correlación con la Formación Cumaná de edad Pleistoceno temprano. INFORMAL CASIQUIARE, COMPLEJO PRECAMBRICO Estado Amazonas. MARTINEZ (1985) designó con este nombre a un conjunto de rocas de carácter muy complejo que ocupan la Penillanura de Casiquiare, localizada en la región sur - occidental 205 del estado Amazonas. Consideró como parte de la unidad: cuarzo - monzonitas, tonalitas, gneises, granodioritas, trondhjemitas, migmatita, rocas gabroides y anfibolitas. Predominan las direcciones estructurales N50-60 W y E-W. No se observaron en el área las relaciones de campo entre los diferentes tipos litológicos. RIVAS (1985) describió la unidad en el área de San Fernando de Atabapo, donde aflora en el río Atabapo y en sus afluentes: Cumare y Ucakem. Incluyo dentro del complejo rocas similares a las descritas por MARTINEZ (op.cit.) e integro al mismo al Granito de Atabapo, la Migmatita de Minicia, y a dioritas, rocas gabroides y gneises félsicos. En dicha área las direcciones estructurales predominantes son similares alas encontradas en el valle del Casiquiare. Las rocas del Complejo muestran un grado de metamorfismo correspondiente a la facies epidoto-cordierita-anfibolita. YÁNEZ et al. (1985), MARTINEZ y MARTINEZ (1992), MARTINEZ et al. (1992) y RINCON y ZERPA (1992), describieron con cierto detalle características litológicas y geomorfológicas de algunos tipos de rocas que constituyen el Complejo y que afloran en un extenso sector comprendido entre los ríos Guainía, río Negro, Brazo Casiquiare, Pasimoni y sus afluentes Yatua, Varia y Ocamo, dentro del cual están localizados los poblados de San Carlos de Río Negro y San Simón de Cucuy (anteriormente Piedra del Cucuy). El Complejo es de un potencial geoeconómico importante; las rocas graníticas son posibles fuentes de estaño, tantalita, columbita, molibdeno, zircón, torio y uranio y la diorita es posiblemente portadora de cobre, plomo, zinc, molibdeno y oro. En el Granito de Atabapo se determino una edad de 2000 Ma por el método Rb/Sr roca total isocrona, lo cual sugiere una edad Proterozoico para el complejo. El término se considera informal debido a lo incompleto de la definición original. VALIDO CASTILLETES, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Cuaternario: Pleistoceno) Estado Zulia. Referencias: La primera descripción detallada de las formaciones terciarias expuestas en la península de La Guajira, fue de RENZ (1960), y asignó el nombre de Formación Tucacas, derivado de la pequeña bahía del mismo nombre, a las capas superiores, unidad que reconoce únicamente en territorio colombiano. Posteriormente, ROLLINS (1965) señalo que las capas se extienden hacia el sur y afloran extensamente en la franja costanera en el lado venezolano de la frontera, pero para evitar confusiones propuso cambiar el nombre por el de Formación Castilletes, debido a que en Venezuela, el termino Tucacas designa el pueblo del mismo nombre en el estado Falcón, donde también afloran rocas del Cenozoico superior. La modificación propuesta por ROLLINS, pese a contradecir la regla de prioridad, se justifica según el artículo 10-K del Código de Nomenclatura Estratigráfica (1961). GRAF (1969) define la Formación Castilletes, en la región de Castilletes, como una 206 secuencia cíclica con cuatro unidades, del Plio-Pleistoceno, y PICARD (1976), estudio los acantilados de la Formación Castilletes, en la laguna de Cocinetas. Localidad tipo: RENZ (1960) designo una sección tipo en dos segmentos, para su Formación Tucacas, situada unos 12 km. al norte y noroeste de Castilletes, y presento columnas estratigráficas de ambos segmentos. ROLLINS (1965) dijo mantener la localidad tipo, pero solo menciono un segmento. Extensión geográfica: Restringida a la franja costanera del lado sureste de la península de La Guajira. Descripción litológica: La Formación Castilletes consiste en una secuencia cíclica, cuyas unidades individuales se caracterizan por una capa basal delgada formada por arenas calcáreas, fosilíferas o calizas coralinas con bolsones de margas fosilíferas. Esta capa basal esta seguida por un intervalo más grueso, constituido por lutitas y arcillas limosas y arenosas, gris y verde, con delgadas laminas de arena calcárea, y lutitas pobremente fosilíferas. Por encima de la unidad ocurre una secuencia de limos y arcillas arenosas y arenas finas a gruesas de color rojizo y pardo, con fragmentos subredondeados de nódulos ferruginosos. El intervalo superior del ciclo esta constituido a su vez por lutitas color gris, con delgadas capas de arena calcárea y arcilla gris y verde, las lutitas son fosilíferas y a veces piríticas en la parte inferior del intervalo. Secuencias cíclicas definidas en la formación, muestran variaciones laterales de facies que van de fluviales, en los acantilados más occidentales, a lagunares y playeras en los acantilados orientales. DUQUE-CARO (1976) identifica una discordancia regionalmente cartografiable, entre el intervalo marino y el intervalo superior de la formación, en la subcuenca de Cocinetas. Espesor: En su localidad tipo, la formación alcanza unos 850-900 m de espesor, que excluye su parte superior bajo el mar; disminuye rápidamente hacia el norte y el sur, y se estima un espesor no mayor de 100 m: para los afloramientos venezolanos, al sur de Flor de Guajira. Sin embargo, GRAF (1969) indico un espesor total de 150 m en la región de Castilletes, con base a información de pozos de agua. Relaciones de campo: La unidad suprayace en contacto concordante, a la Formación Jimol; la caliza basal forma un escarpado pronunciado, que facilita la localización del contacto. El tope aflora, o está cubierto, por aluviones de arenas playeras. Fósiles: La unidad contiene numerosas especies de moluscos que representan facies variadas, la mayoría de las cuales, se reconoce en el Mioceno en los campos petrolíferos del lago de Maracaibo y en la península de Paraguana. RENZ (1960) menciona la presencia del foraminífero Miogypsina antilleaen las capas inferiores; GONZALEZ DE JUANA, et al. (1980) mencionan la presencia de foraminíferos de la zona de Globorotalia acostaensis; GRAF (1969) indica marcas fosilíferas con Turritella sp., Olivasp., Cerithium sp., Arca sp. y lutitas con Ostreasp., y Corbicula sp. Edad: Las evidencias paleontológicas sugieren una edad Mioceno superior (zona de Globorotalia acostaensis), aunque según el LEV (1970) se le asignó una edad de Mioceno 207 medio (?) por la presencia de Globorotalia fohsi. El nivel estratigráfico y la posición no deformada de la formación, sugieren su posible extensión hasta el Plioceno. En los acantilados de la costa venezolana en la península de La Guajira, la formación Castilletes se compone de un intervalo inferior marino, con foraminíferos de la Zona Globorotalia acostaensis y un intervalo Plio-Pleistoceno, menos fosilífero, y de facies litorales a continentales (GONZALEZ DE JUANA et al., 1980). En el intervalo superior, de edad Plio-Pleistoceno, se indica la presencia relativamente importante en algunos niveles del foraminífero Ammonia beccarii (DUQUE-CARO, 1976), el cual según FUNNELL (1981) es indicativo de estados interglaciales del Cuaternario situados entre la glaciaciones Ludhamian-Anglian (Pleistoceno temprano - Pleistoceno medio según el modelo de glaciaciones de Inglaterra). Según GRAF (1969) y PICARD, (1976), la unidad superior presenta una serie de cielos sedimentarios que representan cambios de facies litorales, lagunares y fluviales. Correlación: Es probable su correlación con las formaciones La Rosa y Lagunillas, en el lago de Maracaibo. VALIDO CASTILLO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: WHEELER (1960) publicó el nombre y la descripción de esta formación. LORENTE (1986) publico la micro flora presente en la unidad, y con base a ella, estableció la edad y el ambiente de sedimentación de la formación en el área del campo de Tiguaje, Falcón occidental. Localidad tipo: Según WHEELER (1960), el nombre de esta unidad se deriva de cerro Castillo, unos 27 km al sur de Dabajuro, distrito Buchivacoa, estado Falcón. Según el mismo autor, una sección más normal es la que aflora en cerro Frío, unos 5 km al este de cerro Castillo, (Hoja Nº 6048, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Castillo aflora en una amplia zona semicircular, a lo largo del borde occidental de la cuenca (WHEELER, 1960). Descripción litológica: De acuerdo a la descripción original de WHEELER (1960), en el borde occidental de la cuenca de Falcón, la Formación Castillo se caracteriza por una secuencia litológica altamente variable, lateral y verticalmente y por la presencia de gruesas capas de areniscas y conglomerados. En el área tipo, la parte inferior de la formación muestra un predominio de limolitas y arcillas, de color gris, compactas, masivas; las lutitas son físiles, marrón oscuro, carbonáceas, con delgadas capas de carbón; las areniscas son de grano medio a grueso, con estratificación cruzada y se presentan en capas de 1 a 40 m de espesor. La parte superior de la unidad se caracteriza por el predominio de areniscas y conglomerados. Las areniscas son similares a las de la parte inferior, pero contienen 208 delgados lentes de conglomerados con guijarros de cuarzo blanco, cuarzo ahumado y areniscas calcáreas, cementados generalmente por óxidos de hierro; las limolitas y arcillas en esta parte de la formación son arenosas, grises, amarillas, rojas o púrpuras y localmente carbonáceas. Estas facies ocurren, además del área tipo, en Vega Oscura y en el noroeste de Lara. Hacia el centro de la cuenca (este), las areniscas se hacen de grano más fino y pierden el aspecto multicolor, tomando colores oscuros; se disponen también en capas de menor espesor, superando rara vez los 2 m; las lutitas son de colores oscuros, localmente limosas, carbonáceas, con raras intercalaciones de lignitos. Aquí se encuentran también esporádicas intercalaciones de calizas arenosas de color oscuro, de hasta 1 m de espesor. WHEELER (1960, 1963) habla en términos muy generales de la sedimentación de la Formación Castillo en ambientes marinos de aguas muy someras y salobres en las cercanías de los cerros Castillo y Frío, con facies mas marinas hacia la cuenca y de facies no marinas en las cercanías de la localidad tipo, en Vega Oscura y en el noroeste del estado Lara. LORENTE (1986), con base a la asociación de palinomorfos y materia orgánica, postula que, en el área del campo Tiguaje, la Formación Castillo se sedimento dentro de un complejo de ambientes de llanura costera. DÍAZ DE GAMERO (1996) asocia, tentativamente, la secuencia clástica de la Formación Castillo con un complejo fluviodeltáico depositado por el río proto-Orinoco en Falcón occidental, entre el Oligoceno y el Mioceno temprano. Espesor: Según WHEELER (1960), el espesor de la Formación Castillo es variable a lo largo de su área de afloramientos. En la zona de transición de la Formación Pedregoso a la Formación Castillo, tiene 938 m. Hacia el este, en el área de cerro Frío, alcanza un espesor máximo de 1477 m. Hacia el noreste se adelgaza, con 480 m en el pozo DX-2 y 212 m en el pozo DX-1. Más hacia el norte y el oeste, la formación se acuña totalmente. A lo largo del flanco sur de la cuenca, al norte de Baragua y Quebrada Arriba, la formación desarrolla un espesor de 1215 m. Se adelgaza hacia el sur de esta zona, con 800 m en la quebrada Cocuyalito, apenas 7 km al sur de Baragua. Relaciones de campo: Según WHEELER (1960), en afloramientos hacia la cuenca abierta, la Formación Castillo yace concordantemente sobre la Formación Pecaya. Hacia el borde de la cuenca, la Formación Castillo descansa en discordancia angular sobre rocas eocenas. Según el mismo autor, parece, por tanto, más probable que tanto la Formación Pecaya como la Formación El Paraíso pasen gradualmente hacia el sur a la Castillo inferior. Igualmente, la Castillo inferior pasa gradualmente a lo largo del rumbo a la Churuguara inferior. La discordancia angular entre la Formación Castillo y rocas eocenas puede verse también en muchos sitios a lo largo del borde suroccidental de la cuenca. Las capas subyacentes pertenecen alas formaciones Santa Rita, Jarillal, Paují, Misoa y Trujillo. La unidad también es discordante sobre las ofiolitas que afloran cerca del cerro Algodones al noroeste de Siquisique. La Formación Castillo infrayace de manera concordante a la Formación Agua Clara. El contacto Castillo-Agua Clara es diacrónico hacia el borde sur de la cuenca, haciéndose progresivamente más joven a expensas de la Formación Agua Clara. 209 Fósiles: WHEELER (1960) presenta una extensa lista de macroforaminíferos, foraminíferos bénticos y moluscos fósiles del Oligoceno, procedentes del área tipo y otra de fósiles del Mioceno temprano provenientes del borde sur de la cuenca. LORENTE (1986) indica la microflora presente en la Formación Castillo en el pozo TIG-141X, con dos conjuntos de palinomorfos: uno inferior, relativamente rico y otro superior, bastante pobre en especies y ejemplares. Edad: Según WHEELER (1963), la Formación Castillo tiene, en su localidad tipo, una fauna indicativa del Oligoceno medio, en tanto que hacia el borde meridional de la cuenca, la fauna es indicativa de una edad Oligoceno medio a Mioceno temprano. LORENTE (1986) identifico la Zona de Magnastriatites-Cicatricosisporites dorogensis, de edad Oligoceno en los niveles inferiores y la Zona de Verrutricolporites, de edad Mioceno temprano, en los niveles superiores de la formación en el pozo TIG-141X. Correlación: WHEELER (1963) correlaciona la unidad hacia el este y a lo largo del borde sur de la cuenca, con la Formación Churuguara. Hacia la parte central la correlaciona con la Formación Pedregoso y, localmente, con las formaciones Pecaya y El Paraíso. DIAZ DE GAMERO (1977) correlaciona la Formación Castillo con la Formación Pedregoso, parte de la Formación Pecaya, la Formación Guacharaca y parte de la Formación San Lorenzo. INFORMAL CASTILLO DE ARAYA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno?-Cuaternario :Pleistoceno?) Estado Sucre. VIGNALI (1965) menciono y describió brevemente las terrazas situadas en las inmediaciones del Castillo de Araya y en el pueblo de Araya propiamente dicho, que asigno al Pleistoceno. MACSOTAY (1965) menciono las "Capas del Castillo de Araya" ("...llamadas "Terrazas del Castillo" en los trabajos de la Escuela...”) e identifico su fauna, que asigno al Plioceno, diferenciándola de la contenida en una terraza de nivel más bajo, que asigna al Pleistoceno. BERMUDEZ (1966) describió y enumero los fósiles de la terraza asignada por MACSOTAY al Plioceno con el nombre de "Terrazas del Castillo de Araya" y señalo el criterio de F. DE RIVERO sobre su edad posiblemente pleistocena, con fósiles redepositados del Plioceno. Por una parte, BERMUDEZ (op. cit.) consideró la terraza como unidad estratigráfica esencialmente formacional, aunque informalmente designada, pero más adelante en su texto indico que constituye la parte superior de la Formación Cumaná en la península de Araya. VALIDO CASTILLO DE ARAYA, FORMACION 210 CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. Referencias: MACSOTAY (1965) citó con el nombre de Capas del Castillo de Araya, las terrazas expuestas en las inmediaciones del Castillo de Santiago de Araya, e identificó su fauna que asigno al Plioceno, diferenciándola de la contenida en una terraza de nivel más bajo, que asigna al Pleistoceno. VIGNALI (1965) realizó una descripción de las terrazas asignándolas al Pleistoceno. BERMUDEZ (1966) designó la misma terraza estudiada por MACSOTAY con el nombre de "Terrazas del Castillo de Araya", enumeró los fósiles estudiados y señaló el criterio de F. DE RIVERO sobre la edad, posiblemente Pleistoceno, con fósiles redepositados del Plioceno. El LEV (1970), la incluye como unidad informal con el nombre de "Capas de Castillo de Araya". MACSOTAY y MOORE (1974) realizan una amplia descripción de la unidad con el nombre de Formación Castillo de Araya. Localidad tipo: Se designó la sección expuesta en el borde septentrional de la quebrada de El Tanque, la cual desemboca en el mar, a 650 m al sur del Castillo de Santiago de Araya, distrito Sucre, estado Sucre. Los afloramientos se hallan en las inmediaciones del caserío llamado "Tras del Castillo". Extensión geográfica: Se encuentran varios afloramientos en la costa occidental y septentrional de la península de Araya (BERMUDEZ, 1966). MACSOTAY y MOORE (1974), indican afloramientos de la formación en las puntas La Orca y El Brasil, en la isla de Cubagua. Indican, igualmente, que la formación se encuentra en afloramientos submarinos entre la isla de Coche y la península de Chacopata, donde constituye gran parte del substrato duro sobre el cual crecen corales y octocorales. Descripción litológica: Consiste en una coquina con predominio de material bioclástico de algas calcáreas y moluscos. En la localidad tipo se compone de dos secciones: la inferior consta de una calcarenita cuarzosa y limosa de color blanco amarillento y generalmente bien compactada, con fragmentos de algas calcáreas, briozoarios y fragmentos de conchas. La sección superior esta formada por una coquina conglomerática de color blanco crema caracterizada por algas calcáreas ramosas e incrustantes, conchas de moluscos enteras y fragmentadas y pequeñas colonias del coral Siderastrea radians, hacia el tope de la sección. Localmente, la formación contiene fragmentos cuyo tamaño varía de gravas a peña, de calizas, marlitas, cantos de cuarzo redondeados, y algunos ejemplares de pelecípodos fósiles procedentes de la erosión de la Formación Barrigón, topográficamente más elevada. Localmente, en la base, posee un conglomerado marino, lenticular, y frecuentes galerías tipo Domicnia. Espesor: La formación varía de 1,8 a 2 m en la localidad tipo, llegando a 3 m en el área tipo al sur del castillo, dependiendo de las irregularidades de la paleosuperficie sobre la cual se sedimento. Relaciones de campo: En Araya occidental y en Cubagua se encuentra en discordancia angular sobre sedimentos tectonizados de la Formación Cubagua (BERMUDEZ, 1966). En la península de Macanao (isla de Margarita), la relación es de contacto erosional sobre la 211 Formación Barrigón (MACSOTAY y MOORE, 1974). El contacto superior es con paleosuelos cuaternarios no definidos. Frente a los muros meridionales del Castillo de Santiago, la superficie fisiográfica se halla a 18 m sobre el nivel del mar. Esta formación pasa lateralmente a la Formación El Manglillo, contemporánea en Macanao y Cubagua. Fósiles: En la localidad y área tipo, esta unidad presenta tres comunidades faunales distintas: la basal, dominada por pelecípodos perforadores; Atrina, Pinna, Macrocallista, en matriz de algas calcáreas fragmentadas, con un metro de espesor. La media con un espesor variable de 1.8 a 2 m., según la localidad, la fauna es más variable en individuos y especies, esta dominada por gasterópodos: Hemitoma cf. octoradiata, Crucibulum auricula, Olivella venezuelana, Vasum pufferi, Oliva shepmani, Turritella maiquetiana; y los pelecípodos: Trachycardium muricatum y Chione riomaturensis. Se encuentran, además fragmentos de briozoarios, algas calcáreas y el coral Oculina cf. valenciennesi. Los 0,2 m superiores contienen en forma abundante el pelecípodo Chione cancellata y numerosas colonias del coral Siderastrea siderea. La fauna fosilífera indica un ambiente marino de aguas muy someras (2 a 4 m de profundidad), con una energía de oleaje moderada, que permitió el desarrollo de bancos calcáreos. En la línea de playa se desarrollaron facies de rocas de playa con incrustaciones de algas calcáreas, propias de una mayor energía del oleaje. Los corales desarrollaron pequeñas colonias aisladas, principalmente de Siderastrea, indicativo de oleaje moderado y profundidades muy someras, cercanas a la línea de playa. Edad: VIGNALI (1965) y MACSOTAY (1965) la consideraron de edad Plioceno superior con base a los moluscos contentivos. DE RIVERO (en BERMUDEZ, 1966) considera la edad como Pleistoceno y adjudica la edad citada en los trabajos anteriores a los fósiles del Plioceno redepositados de la Formación Barrigón. MACSOTAY (1971) incluye los moluscos en la zona de Turritella maiquetiana, adjudicando la unidad al Pleistoceno tardío. Dataciones por el método de Th/U en corales de Siderastrea radians, indicaron edades de 125000 - 7000 años A.P., lo cual representa una edad del Sangamon (MACSOTAY y MOORE, 1974). Correlación: Se correlaciona con la Formación El Manglillo (MACSOTAY y CARABALLO, 1976), en la península de Araya. La edad radiométrica la correlaciona con el Miembro Punta de Piedras de la Formación Tortuga, el Miembro Falucho de la Formación La Blanquilla, la Formación La Orchila, la Formación Gran Roque, la Formación Isla de Aves, la Terraza Inferior de Curazao, Aruba y Bonaire, la Terraza III de Barbados, y la Terraza I de Jamaica. Terrazas similares a menores elevaciones se encuentran en el morro de Chacopata y en las islas de Coche y Cubagua, aunque no han sido descritas en la literatura (GONZALEZ DE JUANA et al., 1980). INVALIDO CASTILLO DE ARAYA, TERRAZAS DEL CENOZOICO (Terciario: Plioceno?) Cuaternario: Pleistoceno?) 212 Estado Sucre. Este término fue publicado por BERMUDEZ (1966) para referirse a las Capas del Castillo de Araya. Véase: CASTILLO DE ARAYA, CAPAS DE INFORMAL CASTILLO DE SAN ANTONIO, CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. Según BERMÚDEZ (1964) los afloramientos de las Capas del Castillo de San Antonio de La Eminencia constituyen el horizonte fosilífero más reciente de las Capas de Cumaná, resto de una terraza aparentemente pleistocena, y consisten de margas arenosas calcáreas muy fosilíferas, con abundantes ejemplares de un Pecten no identificado específicamente. Posteriormente, el mismo autor (1966) empleó el nombre informal de “capas del Castillo de San Antonio” para designar el tramo superior de la Formación Cumaná, descrita por ASCANIO y PÉREZ NIETO (fide BERMÚDEZ, 1966), quienes lo mencionan como bien expuesto en el flanco norte de los cerros de Caigüire. Según BERMÚDEZ “...la parte más alta de la Formación Cumaná aflora debajo del Castillo de San Antonio de La Eminencia en forma de capas de arena calcárea fosilífera con ejemplares de Pecten, aparentemente concordantes con a sección infrayacente. Se sugiere su correlación provisional inferida con las capas de la Terraza del Castillo en la parte superior de la Formación Cumaná en la península de Araya”. En su Cuadro de Correlación, BERMÚDEZ incluyó a las “Capas del Castillo de San Antonio” en el Plioceno, como miembro de la Formación Cumaná, pero hoy se considera que esta formación corresponde al Pleistoceno. Véase: CUMANÁ, FORMACIÓN INVALIDO CASUPAL, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. Este término fue introducido por LIDDLE (1946) para designar la Formación Casupal de uso actual. Véase: CASUPAL, FORMACIÓN. 213 VALIDO CASUPAL, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio?) Estado Falcón. Referencias: El nombre de Capas de Casupal fue publicado originalmente por LIDDLE (1946) para designar un conjunto de areniscas aflorando al norte y oeste del rancho Casupal, en el distrito Silva del Estado Falcón. Con anterioridad, SENN (1935, 1940) se había referido a dichas capas como “Bachacal-Sande” y Formación Bachacal, pero sin describir la unidad. RENZ (LEV, 1956) consideró el término Capas de Casupal como sinónimo de la Formación Bachacal. WHEELER (1960, 1963) empleó para la unidad el término Formación Casupal, proporcionando una descripción formal de ella. MÉNDEZ (1967) recomendó el uso de Casupal en lugar de Bachacal, pese a la prioridad cronológica de este nombre. Este autor proporcionó además una sección de referencia y otras secciones adicionales. CAMACHO et al. (1989) reportan la presencia de la unidad en la región de Sanare-Buena Vista, en Falcón suroriental. Localidad Tipo: Región al norte del rancho Casupal, en la confluencia de los ríos Guachípano y Los Cumarebos, al sur de cerro Misión, distrito Silva del estado Falcón. MÉNDEZ (1967) estableció como sección de referencia la quebrada La Pluma, entre los cerros Riecito al oeste y Misión al este, a unos 8 km al sur de la colonia agrícola de Araurima. MÉNDEZ (1967) estableció secciones adicionales en las localidades siguientes: quebrada Bachacal, tributaria del río Araurima, afluente del Tocuyo, al NE del cerro Riecito; río Los Cumarebos, conjuntamente con el río Guachípano, formando el río Agua Linda; cabeceras del río Corépano y quebradas Chaparro y San Antonio, en el flanco sur de las montañas de Agua Linda. (Hoja Nº 6449, escala 1:100.000 Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Margen surcentral y suroriental de la cuenca de Falcón. La formación aflora en cerro Riecito, cerro Misión y montañas de Agua Linda, entre los ríos Tocuyo y Aroa. Descripción litológica: WHEELER (1960, 1963) indica que la Formación Casupal en su área tipo se divide en dos miembros cuya separación se basa en la predominancia del material carbonáceo en el miembro inferior. El miembro inferior está constituido por areniscas carbonáceas de grano fino a medio, gris a gris oscuro. Ocasionalmente ferruginosas, bien a pobremente endurecidas y generalmente en capas delgadas a medias. Estas areniscas están interestratificadas con lutitas gris a negro, jarosíticas, masivas y carbonáceas con intervalos ocasionales muy carbonosos, que pasan gradualmente a lignitos impuros. Aunque no muy comunes, se encuentran unas pocas calizas densas, de color gris, intercaladas en las lutitas. El miembro superior consiste de areniscas limpias a impuras, que se hacen menos carbonáceas hacia la parte alta. Sigue un intervalo caracterizado por areniscas muy bien cementadas por material calcáreo, que contienen abundantes granos y guijarros de cuarzo y ftanita negra. Más arriba en la sección, la litología se hace más conglomerática, con conglomerados poco consolidados, conformados por guijarros de cuarzo muy bien redondeados, en capas masivas hasta de 20 m de espesor. Los conglomerados están interestratificados con areniscas micáceas y arcillas grises a gris 214 azulado y gris oscuro, localmente calcáreas pero raramente fosilíferas. Existen también raras capas de margas arenosas con fragmentos de fósiles. Hacia el oeste, en la vecindad de Churuguara, la Formación Casupal no puede ser subdividida en dos miembros. Las areniscas tienen textura de “sal y pimienta”. Lentes y capas de conglomerados con guijarros de ftanita negra y cuarzo son comunes. La parte inferior de la unidad está fallada en la sección de referencia de quebrada La Pluma (MÉNDEZ, 1967). La parte basal es predominantemente lutítico-arcillosa calcárea, con intercalaciones de areniscas de grano medio. La sección superior se caracteriza por las capas potentes de areniscas de grano grueso, conglomerados y abundante material carbonoso. Esta sección se ajusta a la descripción de WHEELER (1960, 1963), excepto lo concerniente al material carbonoso, que es aquí más acentuado en la parte superior. En las secciones adicionales estudiadas por MENDEZ (1967), en la quebrada Bachacal, río Los Cumarebos, río Corépano y quebradas Chapano y San Antonio, la litología predominante es la de areniscas de grano grueso y conglomerados, intercalados con arcillas y lutitas muy carbonosas y ocasionales carbones, además de raras capas calcáreas fosilíferas. CAMACHO et al. (1989) indican que la Formación Casupal en el área de Sanare-Buena Vista consiste de calizas arenosas, masivas, de color gris claro, macrofosilíferas; conglomerados de color gris oscuro, con matriz calcárea y limosa, algunos con moldes de bivalvos; areniscas de color gris claro a gris oscuro, de grano fino a grueso, ocasionalmente conglomeráticas, en su mayoría calcáreas y fosilíferas; lutitas limosas y/o arenosas, de color gris claro, estériles; las lutitas arenosas contienen material carbonoso y están asociadas a los conglomerados; las lutitas limosas contienen cuarzo de grano fino y abundante mica. Los sedimentos de la Formación Casupal representan una facies de sedimentación piemontina-costera con influencia marina litoral restringida (GONZALEZ DE JUANA et al., 1980) Espesor: No se conoce el espesor exacto de la Formación Casupal, ya que su base está fallada en todos los afloramientos. WHEELER (1960) menciona que el espesor del miembro inferior en la localidad tipo es de por lo menos 500 m, pero la parte inferior no aflora. El miembro superior tiene más de 1200 m de espesor en la localidad tipo. La Formación Casupal se adelgaza hacia el oeste. WHEELER (1963) cita un espesor de 1000 m al sur de Churuguara. MENDEZ (1967) menciona un espesor de 1700 m en la quebrada La Pluma, 2100 m en el río Los Cumarebos y 3500 m en el río Corépano. Relaciones de campo: WHEELER (1960, 1963) anota que el contacto inferior se desconoce en la localidad tipo, pero que más al sur la Formación Casupal yace discordantemente sobre rocas eocenas. MENDEZ (1967) indica que la base está en contacto de falla en las quebradas La Pluma y Bachacal, mientras que es discordante sobre lutitas paleocenas con bloques aloctonos del Cretácico en la quebrada Chapano, o sobre metamórficas de la serranía de Aroa en la quebrada San Antonio. 215 El contacto superior es con lutitas y calizas del Mioceno medio (WHEELER, 1960, 1963). MENDEZ (1967) observa un contacto superior concordante con la Formación Agua Linda en las tributarias sur de la quebrada Casupal, mientras que es discordante con la Formación Capadare en la quebrada La Pluma, discordante con la caliza de Riecito en la quebrada Bachacal y discordante con la Formación Agua Linda en el río Los Cumarebos y la quebrada San Antonio. Fósiles: WHEELER (1960, 1963) menciona una escasa macrofauna de moluscos en el área de Churuguara. MENDEZ (1967) señala algunos foraminíferos bénticos y menciona que algunas muestras fueron estudiadas palinológicamente. Edad: Con base a la evidencia paleontológica y palinológica, se ha considerado la edad de la Formación Casupal como Oligoceno?-Mioceno temprano, con posible extensión al Mioceno medio (MENDEZ, 1967). Sin embargo, es de hacer destacar que en ninguno de los estudios publicados hay evidencia clara de una edad oligocena. Probablemente le edad de la Formación Casupal sea Mioceno temprano a Mioceno medio. Correlación: WHEELER (1960, 1963) detallada extensamente la equivalencia de la Formación Casupal con la parte inferior de las formaciones Churuguara y El Paraíso al noroeste del área tipo de la formación. INVÁLIDO CASUPAL, RIOLITA DE (Asociación Riolítica) MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Cojedes. Este nombre fue empleado por MARTIN BELLIZZIA (1961) para designar y describir en detalle la unidad intermedia, con categoría de miembro, de su Asociación Riolítica, que forma parte del Grupo Volcánico Guacamayas en el macizo de El Baúl, estado Cojedes. El término geográfico es inválido por homonimia con la Formación Casupal en el estado Falcón. La unidad consiste de riolitas de color azul grisáceo moteado en amarillo metálico, densas, afaníticas, con fractura subconcoidea a irregular, en flujos individuales de hasta 30 m de espesor, asociadas con brecha volcánica, posiblemente de falla, que las suprayacen y consisten de fragmentos de lava, filitas rajas y escasos cristales. Mineralógicamente la roca consiste esencialmente de vidrio vesicular, microlitos de feldespato, sílice microcristalina y cristales esporádicos de sanidina. Tiene amplia distribución en la parte central de la fila de Guacamayas en la región de Casupal, estado Cojedes. En su localidad tipo suprayace concordantemente a la Riolita de El Corcovado. Véanse: RIOLITICA, ASOCIACION y GUACAMAYAS, GRUPO VOLCANICO DE 216 VALIDO CATAPSYDRAX DISSIMILIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Trinidad. La Zona de Globigerina dissimilis fue mencionada originalmente en la Formación Ste. Croix de Trinidad (CUSHMAN y RENZ, 1947) y vino a ser aceptada como el intervalo entre los niveles de extinción de Globigerina ciperoensis y la aparición inferior extreme de Globigerinatella insueta. STAINFORTH (1960-a,b) utilizó el término con este criterio en un intento de correlación transatlántica a base de zonas de foraminíferos planctónicos. BARNOLA (1960) y LAMB y DE SISTO (1963) la mencionan en la Formación Carapita de Venezuela oriental (con el nombre modificado de Zona de Catapsydrax dissimilis). STAINFORTH (1961) sugirió el empleo de la base de esta zona como limite Oligoceno/Mioceno en Venezuela. BOLLI (1957) definió una zonación planctónica más precisa en Trinidad: la zona original fue subdividida en una parte superior, con la misma especie índice, y una parte inferior, designada Zona de Globorotalia kugleri. La Zona de Catapsydrax dissimilis, en el sentido restringido de BOLLI, ha sido mencionada por LAMB (1964 a, b) en Venezuela oriental, y por BLOW (1959) en Venezuela occidental. En la literatura previa el intervalo correspondiente a la Zona de Catapsydrax dissimilis se asignaba al Oligoceno medio (CUSHMAN y RENZ, 1947; STAINFORTH, 1948). Sin embargo, estudios posteriores indican una edad Mioceno temprano (Aquitaniense) aceptada hoy en general (BLOW, 1959; BOLLI, 1959; STAINFORTH, 1960a, b, 1961). El nombre genérico de la especie índice aparece diversamente como Globigerina, Catapsydrax o Globigerinita. VALIDO CATAPSYDRAX STAINFORTHI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Trinidad. Esta zona fue definida por BOLLI (1957) en la Formación Cipero de Trinidad, y constituye la parte inferior de la anterior Zona de Globigerinatella insueta (sensu lato). LAMB (1964b) la menciona en la Formación Caripita de Venezuela oriental, y BLOW (1959) en la Formación San Lorenzo de Venezuela occidental. Su edad, aceptada generalmente, es Mioceno temprano (Aquitaniense medio). VALIDO 217 CATATUMBO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Colombia. Referencias: Este término, definido por NOTESTEIN et al., (1944) en la concesión Barco, Colombia, fue aceptado en Venezuela como substituto parcial del término no geográfico de "Tercer Horizonte de Carbón", empleado por muchos autores anteriores. Localidad tipo: La sección tipo fue designada en el pozo Oro Nº 3, concesión Barco de Colombia, aunque la formación deriva su nombre de afloramientos en el río Catatumbo, 10 km al suroeste, entre Barranca y Puerto Salado. Descripción litológica: Principalmente lutitas y arcillas laminares de color gris oscuro, con intercalaciones de areniscas finas, abundantes en la región de Río de Oro pero más escasas hacia el sur. Todas las capas tienden a ser carbonáceas y se presentan frecuentes lechos delgados de carbón en la parte inferior. En la base, la presencia de capas glauconíticas y calcáreas representa una transición, en sentido descendente, al Miembro Río de Oro de la Formación Mito Juan. La Formación Catatumbo, base del Grupo Orocué, integra junto con las formaciones Barco y Los Cuervos el ciclo regresivo del Terciario temprano. La base de la unidad se observa transicional sobre el Miembro Río de Oro de la Formación Mito Juan donde hay un paso de marino a salobre, el resto de la unidad es de ambiente paludal. Espesor: En la concesión Barco se registran espesores entre 106 y 300 m, menores en las crestas que en los flancos de los pliegues. Relaciones de campo: El contacto basal es concordante y transicional sobre el tope del Miembro Río de Oro de la Formación Mito Juan, muy glauconítico. El contacto superior se define en la base de las areniscas de color claro de la Formación Barco y es asimismo concordante. Fósiles: MOHLER (1956, LEV) amplio la lista faunal de SUTTON (1946) y mencionó moluscos que incluyen Exogyra? sp., Inoceramus? sp. y Calypirea sp., y restos de equinoideos, de un tipo conocido en la Formación Mito Juan. Ambos autores afirman que la Zona de Ammobaculites colombianus (Ammomarginulina colombiana) se extiende desde la Formación Mito Juan hacia arriba a la Formación Catatumbo. Edad: La evidencia faunal y las relaciones de transición indican que, a semejanza de la Formación Mito Juan, por lo menos la parte inferior de la Formación Catatumbo corresponde al Cretácico tardío. Sin embargo, las relaciones laterales sugieren que la parte superior de la unidad es paleocena, lo cual ha sido verificado por los estudios palinológicos de KUYL, et al., (1955), quienes de hecho sugieren que toda la unidad es paleocena. Correlación: La unidad se correlaciona principalmente con las partes superior de la Formación Mito Juan e inferior de la Formación Guasare, que representan facies marinas algo más profundas del mismo intervalo cronológico. Las formaciones Catatumbo, Barco y 218 Los Cuervos son unidades estrechamente ligadas en una secuencia regresiva y el conjunto se conoce con el nombre de Grupo Orocué. Sinonimia: "Tercer Horizonte de Carbón". INVALIDO CATAURITO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Aragua. Este nombre fue introducido por BECK (1985, p. 239, 1986) en sustitución al de Formación Paracotos, fundamentalmente porque su presunta localidad tipo cerca del poblado de Paracotos, se encuentra en su "Napa de la Cordillera Costera" y no en la "Napa de Loma de Hierro", a la cual según su interpretación corresponde la "Formación Cataurito" equivalente a la Formación Paracotos (SHAGAM, 1960). Véase: PARACOTOS, FORMACION. VALIDO CATIA, MIEMBRO (Formación Playa Grande) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. WEISBORD (1957) introdujo este nombre para designar el miembro inferior de la Formación Playa Grande, compuesto de areniscas calcáreas y conglomerados en la base, algunas calizas, y lentes ocasionales de coquina, con un espesor de hasta 233 metros. La unidad es discordante sobre la Formación Las Pailas. Según WEISBORD (1962), las relaciones con el Miembro Maiquetía suprayacente no son claras por no aflorar una sección continua donde se observe el contacto, y se deducen a partir de los contactos basal del Miembro Catia sobre la Formación Las Pailas, y superior del Miembro Maiquetía por debajo de la Formación Mare. WEISBORD (1962, 1964-a) mencionó 6 especies de gasterópodos y 26 de pelecípodos entre las faunas fósiles de la unidad, con buena representación de Lyropecten arnoldi. Véase: PLAYA GRANDE, FORMACION. INFORMAL CAUCAGUA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario tardío) Estado Miranda. 219 Este término fue propuesto informalmente por SEIDERS (1965) para designar sedimentos concordantes suprayacentes a la Formación Cumaca en la cuenca inferior del río Tuy, Estado Miranda, los cuales describe como gravas, lodos compactados y cantidades menores de arenisca, de unos 700 metros de espesor. Según el mismo autor, la unidad corresponde a la Formación Guatire en la misma región, descrita por DUSENBURY (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela), y restringida por BERMUDEZ (1966) a la región de Guarenas-Guatire, donde la reemplaza la Formación Aramina. BERMUDEZ (1966) considera las Capas de Caucagua como equivalente conglomerático de la Formación Mamporal. VÁLIDO CAUCAGUA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Estado Miranda. Referencias: SEIDERS (1965), introduce el término informal de Capas de Caucagua para designar sedimentos concordantes suprayacentes a la Formación Cumaca en la cuenca inferior del río Tuy, estado Miranda, los cuales describe como gravas, lodos compactados y cantidades menores de arenisca, de unos 700 m de espesor. Posteriormente, GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), la elevaron al rango de formación. Localidad tipo: La Formación Caucagua aflora a lo largo de los valles del bajo Tuy. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), designan la localidad tipo en los cortes de carretera Caucagua- Tapipa al este de Caucagua, distrito Acevedo del estado Miranda (Hoja N° 6947, 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Aflora en los valles del bajo Tuy, entre Aragüita y Curiepe, en el flanco sur de la cordillera de La Costa. Los mejores afloramientos se observan en los cortes de la carretera Caucagua- Tapipa. Descripción litológica: PATRICK y URBANI (inéditos en GONZÁLEZ DE JUANA et al., (op. cit.), describieron a la Formación Caucagua, como una secuencia de conglomerados y arcillas de color pardo rojizo, caracterizadas por: 1) un 50% de lutitas de color canela a marrón amarillento, gris a rojo, pobremente estratificadas en capa delgadas a masivas, limosas a arenáceas, con guijarros diseminados de cuarzo y fragmentos de rocas metamórficas, y algunas capas ligeramente carbonáceas; 2) 5% de areniscas rojo oscuro a marrón, marrón amarillento a marrón oscuro, en capas delgada a masivas, irregulares, friables a ligeramente endurecidas, arcillosa a conglomeráticas, a veces carbonáceas; 3) 25% de conglomerado rojo oscuro a marrón amarillento, con estratificación delgada a masiva lenticular, friable a levemente endurecida, con cantos de cuarzo y rocas metamórficas, en una matriz arcillosa; gradan frecuentemente a arenas. GONZÁLEZ DE JUANA, et al. (op. cit.), sugieren un ambiente sedimentario de abanico aluvial, bajo un clima árido y subárido. 220 Espesor: SEIDERS (op. cit.) midió un espesor de 700 m, sin observar el contacto superior. Relaciones de campo: La Formación Caucagua suprayace discordantemente a la Formación Aramina (Mio-Plioceno), e infrayace con discordancia a la Formación Mamporal (Pleistoceno?) (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). Localmente, al oeste de la cuenca, la Formación Caucagua se encuentra discordante sobre rocas metamórficas. Fósiles: WOLCOTT (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.), describió macrofósiles no diagnósticos, cerca de la base de la formación, en el río Urape. Edad: La edad de la Formación Caucagua se basa en su posición estratigráfica discordante sobre la Formación Aramina del Mio-Plioceno, y por debajo de sedimentos poco consolidados de la Formación Mamporal atribuida al Pleistoceno tardío (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). Por su posición estratigráfica, se considera que la edad de la Formación Caucagua, es Plioceno- Pleistoceno. Correlación: La Formación Caucagua ha sido correlacionada con la Formación Guatire (LEV, 1970). INVÁLIDO "CAUREDALITO"CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) utiliza esta ortografía errónea de Cauderalito. Véase: CAUDERALITO, MIEMBRO VÁLIDO CAUDERALITO, MIEMBRO (Formación Agua Clara) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. LIDDLE (1928) mencionó este miembro como sección de la Formación Agua Clara, expuesta en el río "Cauredalito" (ortografía errónea por Cauderalito). WHEELER (1960) establece la subdivisión de la Formación Agua Clara en la región noroccidental del distrito Democracia y nororiental del distrito Buchivacoa (Falcón occidental), en dos miembros: Cauderalito, inferior, y Santiago, superior. Se caracteriza por calizas arrecifales, muy fosilíferas, las cuales contienen corales, briozoarios, pelecípodos, gasterópodos y foraminíferos grandes. Las calizas se engrosan y se adelgazan rápidamente, variando de calizas cristalinas, masivas, azul-gris a calizas arcillosas amarillo-marrón, con 221 intercalaciones de lutitas, limolitas y areniscas. Las lutitas y limolitas son compactas, gris claro a oscuro, carbonáceas y jarosíticas, con vetas de carbón. Las areniscas son de grano fino, grises, meteorizando a color de ante, carbonáceas y micáceas. Se encuentra bien expuesto en la quebrada Cauderalito, al norte de cerro Frío, en la parte central del distrito Buchivacoa y las calizas son especialmente prominentes en esta región. Desde aquí hacia el este y el oeste se hacen menos abundantes. El miembro es concordante en su base con la Formación Castillo, colocándose el contacto en el tope de la última arenisca masiva de grano grueso, por encima de la cual se encuentra la interestratificación de calizas, areniscas, limolitas y lutitas. El contacto superior, también concordante, es con el Miembro Santiago, lutítico, de la Formación Agua Clara. Véase: AGUA CLARA, FORMACIÓN VÁLIDO CAUJARAO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio a Plioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: WIEDENMAYER (1937) introdujo el nombre de "tramo de Caujarao" para designar los afloramientos de calizas fosilíferas, arcillas, margas y areniscas, ubicadas entre la quebrada Cujima y el caserío de Caujarao. Previamente, esta secuencia estratigráfica fue conocida como caliza, serie y Formación Damsite (HODSON, 1926; LIDDLE, 1928). GONZÁLEZ DE JUANA (1937) indico que los términos Damsite y Caujarao eran sinónimos y elevó a este último a rango formacional. SENN (1940) consideró equivalentes las formaciones Caujarao y Urumaco en Falcón central. LIDDLE (1946) extendió el término hacia el oeste para reemplazar el de Formación Urumaco. PAYNE (1951) reconoce y define cuatro miembros de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo. Estos son: Portachuelo, inferior, Caliza de Cumarebo, medio, y Caliza de Corocorote, superior. Donde estos dos últimos no están desarrollados, define el miembro de Arcillas de Turupía, por encima de Portachuelo. DUSENBURY (LEV I, 1956) recomienda incluir el Miembro Portachuelo de PAYNE (1951) en la Formación Socorro, infrayacente y propone el Miembro Cumarebito como base de la unidad. Esta última idea no tuvo acogida entre autores posteriores. KAVANAGH DE PETZALL (1959) propone una sección de referencia para la Formación Caujarao en el anticlinal de La Vela, y describió los miembros El Muaco, Mataruca y Taratara, reconocidos y descritos en detalle por VALLENILLA (1961), de la localidad tipo de la Formación Caujarao. GALEA (1976) incluye en la Formación Caujarao la Caliza Arrecifal de Dividive, como parte superior del Miembro Dividive en la región de Guaibacoa. GIFFUNI (1980) estudia la formación en detalle en la región de Tocópero, al este de Cumarebo. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) estudian la unidad entre Sabaneta y La Vela, con precisiones de edad en base a foraminíferos planctónicos. ESTEVES y VILLALTA (1989) estudian la formación al oeste de la localidad tipo. GIFFUNI et al. 222 (1992) presentan un análisis de estratigrafía secuencial de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo. DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) establecen que la única unidad asignable a la Formación Caujarao en el área al este de Cumarebo es la Caliza de Cumarebo. Localidad tipo: Sección en el río Coro, incluyendo la represa colonial sobre el río, cerca de Caujarao, a 3 km al sur de Coro, distrito Miranda, estado Falcón. (Hoja N° 6250, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Caujarao se extiende desde Sabaneta, al oeste hasta la región de Tocópero, al este. Descripción litológica: Desde Sabaneta hacia el este, hasta Tocópero, la formación consiste principalmente de lutitas arcillosas con intercalaciones de margas y calizas fosilíferas, topográficamente muy prominentes, y algunas capas de arenas de grano fino en su parte inferior. En el valle del río Coro y en la estructura de La Vela, la unidad está representada, en orden ascendente, por el Miembro El Muaco, principalmente arcilloso, con intercalaciones de calizas organógenas y margas fosilíferas y algunas arenas friables de grano fino; el Miembro Mataruca, caracterizado por tres o más capas prominentes de caliza nodular margosa y fosilífera, intercaladas con lutitas y margas fosilíferas y arenas calcáreas muy locales; y el Miembro Taratara, con predominio de arcillas y lutitas microfosilíferas (KAVANAGH DE PETZALL, 1959; VALLENILLA,1961). Localmente, esta litología varía, y al este de la localidad tipo, en las cercanías del campo Cumarebo, PAYNE (1951) definió y describió los siguientes miembros: Portachuelo, inferior, caracterizado por una sucesión cíclica de arenas y arcillas con varias margas; Caliza de Cumarebo, intermedio, una gruesa caliza organógena con algas, moluscos y foraminíferos, que se lenticulariza rápidamente; donde esta caliza está bien desarrollada, aparece sobre ella un cuerpo de calizas detríticas, con fragmentos derivados de la Caliza de Cumarebo, denominado Miembro Corocorote (GONZÁLEZ DE JUANA, 1937; PAYNE, 1951); al norte y noreste esta unidad es reemplazada por el Miembro de Arcillas de Turupía (PAYNE, 1951). GIFFUNI (1980) reconoce los miembros Portachuelo, inferior y lateralmente equivalente a la Caliza de Cumarebo, y Turupía, superior; el autor no reconoce el Miembro Corocorote, sumándolo al Miembro de Caliza de Cumarebo. GIFFUNI et al. (1992), describe la Formación Caujarao al este de Cumarebo como compuesta de la Caliza de Cumarebo, que desaparece rápidamente al este, y una secuencia de lutitas gris verdosas a marrones interestratificadas con algunas calizas marrón claro, que se encuentra tanto por encima de la Caliza de Cumarebo, como en equivalencia lateral al este, a la cual no le dan nombre litoestratigráfico. DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) establecen que la única unidad asignable a la Formación Caujarao al este de Cumarebo es la Caliza de Cumarebo y que las arcillitas intercaladas con calizas, que se encuentran en equivalencia lateral y por encima de ella constituyen otra unidad formacional, Formación Turupía. En dirección occidental, en la región situada entre Sabaneta y Coro, ESTEVES y VILLALTA (1989) describen la Formación Caujarao como caracterizada por la presencia 223 de calizas y material calcáreo en general. En esta región no pudieron reconocer los miembros descritos de la localidad tipo y la estructura de La Vela. Las areniscas calcáreas se distribuyen hacia la base y el tope de la secuencia, las calizas hacia la parte media, las limolitas calcáreas y delgados intervalos carbonosos se encuentran hacia la base, aunque muy escasos; las areniscas se distribuyen a lo largo de toda la secuencia, observándose sus mayores espesores hacia la parte media, asociadas a calizas; las lutitas se encuentran distribuidas en toda la sección y son ocasionalmente calcáreas. WOZNIAK y WOZNIAK (1989) interpretan el ambiente de la formación en su área tipo como de plataforma con influencia a veces más marina. Al oeste, ESTEVES y VILLALTA (1989) interpretan para la Formación Caujarao un ambiente de complejo próximo-costero, conformado por laguna, isla de barrera y playa, con aporte limitado de clásticos, Al este de Cumarebo, GIFFUNI et al. (1992), en su análisis de estratigrafía secuencial del área, interpretan la Caliza de Cumarebo como depósito de bancos calcáreos de plataforma, sedimentado durante una caída relativa del nivel del mar (LST). Espesor: En la localidad tipo, tiene unos 1220 m, de los cuales 646 m corresponden al Miembro El Muaco, 331 m al Miembro Mataruca y 245 m al Miembro Taratara. Al oeste, ESTEVES y VILLALTA (1989) miden un espesor máximo de 990 m en la quebrada La Laja, que disminuye rápidamente a 565 m en la quebrada Cujima. GIFFUNI et al. (1992) mencionan un espesor de 250 m para la Caliza de Cumarebo. Relaciones de campo: La Formación Caujarao es concordante y transicional con la Formación Socorro, infrayacente; el contacto se coloca en la base de una caliza potente, que cambia de composición en sentido lateral: entre Sabaneta y Coro es una caliza muy bioturbada, compuesta esencialmente por ostrácodos (ESTEVES y VILLALTA, 1989). En la región de La Vela, KAVANAGH DE PETZALL (1959) la considera equivalente a la caliza de Dividive. GIFFUNI et al. (1992) describen el contacto de la Caliza de Cumarebo, parte inferior de la Formación Caujarao, con la Formación Agua Salada infrayacente, como abrupto. El contacto superior con la Formación La Vela es concordante y se coloca en la base de la primera arenisca calcárea que ocurre encima de la secuencia arcillosa del Miembro Taratara (KAVANAGH DE PETZALL, 1959). Al oeste de la localidad tipo, el contacto superior de la Formación Caujarao es con la Formación Codore y ESTEVES y VILLALTA (1989) lo consideran concordante. Se coloca en la base del primer gran espesor de arcillas abigarradas o en la base de la primera arenisca conglomerática de Codore. En el área tipo, el contacto superior es con la Formación La Vela y REY (1990) lo reporta como concordante y abrupto. Al este, en la región de Cumarebo, el contacto superior es con la Formación El Veral y PAYNE (1951) lo postuló como discordante. Al este de Cumarebo, DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) colocan el contacto superior como concordante con la Formación Turupía, al tope de la última caliza masiva típica de la Caliza de Cumarebo, encima de la cual dominan las arcillitas calcáreas. 224 Fósiles: HODSON (1926), HODSON y HODSON (1927) y HODSON y HODSON (1931), en los trabajos sobre los moluscos de Venezuela y la región Caribe, mencionan varias especies procedentes de la Formación Damsite (antiguo nombre, no válido, de la Formación Caujarao). LIDDLE indica la presencia de una fauna numerosa y diversa para la Formación Damsite, e indica varios listados de moluscos. KAVANAGH DE PETZALL (1959) menciona los siguientes moluscos: Anadara lienosa, Anomia simplex, Arca occidentalis, Architectonica nobilis, Dosinia elegans, Laevicardium laevigatum, Latirus infundibulum, Ostrea puelchana, O. virginica, Pecten circularis, Polinices brunneus, Turritella variegata, T. altilira. VALLENILLA (1961) lista los siguientes moluscos: Corbula democraciana, Dosinia elegans, Pecten circularis cornellanus, P. circularis venezuelanus, Polystira (Turris) albida, Turritella altispira urumacoensis, T. gatunensis lavelana, T. vistana, Venericardia zuliana maracaibensis. SENN (1935) también ofrece una lista de moluscos e indica la presencia de una caliza en la cual identifica los foraminíferos Miogypsina, Amphistegina, Sorites. Heterostegina y Spiroloculina. KAVANAGH DE PETZALL (1959) incluye una carta de distribución de foraminíferos y otros microfósiles, en el flanco sur del anticlinal de La Vela, VALLENILLA (1961) también incluye una carta faunal, mencionando numerosos foraminíferos en la localidad tipo de la Formación Caujarao, en la sección del río Coro. GIFFUNI (1980) presenta amplia información sobre la rica y diversa microfauna de la formación al este de Cumarebo. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) presentan la microfauna de foraminíferos planctónicos de esta formación. Igualmente, ESTEVES y VILLALTA (1989) incluyen información acerca de los foraminíferos y nannoplancton calcáreo. Edad: WOZNIAK y WOZNIAK (1987) indican que es posible que la parte basal de la Formación Caujarao pertenezca a la Zona de Globorotalia menardii, la última del Mioceno medio, pero rápidamente se encuentra fauna indicativa primero de la Zona de Globorotalia acostaensis y después de la Zona de Globorotalia humerosa, del Mioceno tardío. En su límite con la Formación La Vela aparecen formas del Plioceno. La microfauna y nannoflora encontrada por ESTEVES y VILLALTA (1989) al oeste de la localidad tipo son indicativas de Mioceno tardío. En la región al este de Cumarebo, GIFFUNI et al. (1992) asignan a la Caliza de Cumarebo una edad que va de la Zona de Globorotalia humerosa (Mioceno tardío) a la Zona de Globorotalia margaritae (Plioceno temprano) y, de acuerdo al nannoplancton calcáreo, de la zona NN11 (Zona de Discoaster quinqueramus) a la zona NN12 (Zona de Amaurolithus tricorniculatus), igualmente, del Mioceno tardío al Plioceno temprano. Correlación: La Formación Caujarao, en su localidad tipo, se correlaciona con la Formación Urumaco hacia el oeste (DÍAZ DE GAMERO y LINARES, 1989). Desde Sabaneta hacia el este, mantiene su identidad hasta la estructura de La Vela de Coro (KAVANAGH DE PETZALL, 1959; WOZNIAK y WOZNIAK, 1987; ESTÉVES y VILLALTA, 1989). En la región al este de Cumarebo, está restringida a la Caliza de Cumarebo (DÍAZ DE GAMERO et al., 1997). 225 Véanse: EL MUACO, MIEMBRO; MATARUCA, MIEMBRO; TARATARA, MIEMBRO; DIVIDIVE, CALIZA DE; PORTACHUELO, MIEMBRO; CUMAREBO, MIEMBRO; COROCOROTE, MIEMBRO y TURUPIA, MIEMBRO VÁLIDO CAÚS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Trujillo. Referencias: LIDDLE (1928) describió originalmente esta unidad con el nombre de Formación río Caús. MACKENZIE (1937) la menciona como río Caús o Soldado, en la cuenca de Barinas. SUTTON (1946) la describe como miembro basal de la Formación Paují. YOUNG (1956) la describe con el rango de formación, en la primera edición del Léxico Estratigráfico, acortando el nombre a Caús, según la recomendación de SALVADOR (1950, inédito). PIERCE (1960) la cita como "Miembro de Calizas de Caús (sic.) de la Formación Paují", y la correlaciona con el Miembro Masparrito (actualmente Pagüey). SALVADOR (1961b) redescribió la formación, proporcionando una columna estratigráfica. FEO-CODECIDO (1972) rechazó el uso del término en la cuenca de Barinas, empleando en cambio el de Formación Masparrito. Localidad tipo: Según LIDDLE (1946), la localidad tipo de la formación está en "el lado sur del río Caús, al suroeste de Escuque, cerca de mesa Pablo, en el estado Trujillo". GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) precisan la ubicación en la confluencia del río Caús y la quebrada Honda, cerca del caserío de mesa de Las Pavas, distrito Betijoque del estado Trujillo (Hoja N° 6044, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Caús aflora en el flanco occidental de Los Andes, desde la parte norte del estado Trujillo, hasta el macizo de Avispa en el norte del estado Mérida. Descripción litológica: LIDDLE (1946) sólo menciona calizas grises en capas delgadas, en la localidad tipo. SALVADOR (op. cit.), al referirse a la formación en el área de Chejendé, describe una intercalación irregular de lutitas limosas, limolitas, areniscas limosas y areniscas en capas delgadas, todas muy glauconíticas; en secciones frescas, las rocas presentan color verde oscuro, pero al meteorizar, toman colores amarillento, pardo rojizo, rojo ladrillo y verde amarillento, presentando exfoliación esferoidal (en conchas de cebolla). GARCÍA y CAMPOS (1977) describen a la unidad en el área de Valera-Escuque, como una litología mezclada de limolitas macizas o estratificadas, gris o marrón, a veces calcáreas o fosilíferas, areniscas pardas, de grano fino, equigranular, y también calcáreas o fosilíferas y calizas gris, fosilíferas con concreciones. Todo el conjunto es calcáreo o glauconítico. Los sedimentos de la Formación Caús representan un ambiente marino somero, por debajo del nivel de base de las olas, pero sujeta a aporte de material elástico. 226 Espesor: En la descripción original, LIDDLE (1928) sólo indica unos pocos pies de calizas. KRUEGER (en YOUNG, 1956) da más de 79 m para la sección tipo, el cual es similar al asignado por SALVADOR (op. cit.) para el área noreste del estado Trujillo. Relaciones de campo: La formación yace sobre la Formación Misoa, en contacto concordante y transicional. El contacto superior, con la Formación Paují, es asimismo, concordante y transicional. MACSOTAY et al., (1989), en su columna estratigráfica del área NE de Trujillo, colocan a la Formación Caús debajo de la Formación Trujillo y por encima de las formaciones Escuque y Ranchería, aunque no explican las razones del cambio? Fósiles: Según YOUNG (op. cit.) RUTSCH (en SALVADOR, 1950) identificó las especies Raetomya falconensis, Rimella gaudichaudi alauda y Athleta (volutopsina) ochsei. Además YOUNG cita abundancia de Operculina cooked y Dicocyclina sp. SUTTON (1946) menciona moluscos como Nucularia lisbonensis, Conus sp. saurudens. etc., además de macroforaminíferos como Discocyclina clarki, D flondana y Pseudophragmina (Porocyclina) flintensis. Edad: En razón a su posición estratigráfica por encima de la Formación Misoa (Eoceno temprano a medio), y por debajo de la Formación Paují (Eoceno medio, parte superior), puede asignarse la Formación Caús, al Eoceno medio. En la interpretación de MACSOTAY et al., (op. cit.), la formación quedaría entre el Paleoceno tardío y el Eoceno temprano. Correlación: La Formación Caús se correlaciona con la porción inferior de la Formación Paují, constituyendo una facies subarrecifal de ésta. Sinonimia: El término Formación río Caús o Soledad, empleado por MACKENZIE (1937) y MILLER et al., (1963), en la cuenca de Barinas, corresponde a la Formación Masparrito. La Formación San Pedro (LIDDLE, 1928 y 1946) y la Formación Soledad (DE CIZANCOURT, 1951), se consideran sinónimos inválidos de la Formación Caús. INFORMAL CAUTARO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Paleoceno - Eoceno temprano) Estado Anzoátegui. CAMPOS y OSUNA (1977) tomaron este nombre del río Cautaro y lo aplicaron a una secuencia representada por la intercalación de areniscas, lutitas y conglomerados, con evidencias de inestabilidad durante la etapa de su sedimentación. Estos autores se refieren a esta unidad descrita con anterioridad como Formación Caratas, de la siguiente manera: "Intercalación de areniscas, lutitas y conglomerados. Las areniscas no presentan estratificación cruzada, son muy cuarzosas y con moldes de carga, algunas son glauconíticas y son comunes los tubos de gusanos; presentan grano fino a grueso y varían de negro a blanco, según el contenido de cuarzo oscuro, y tienen trazas de carbón. Las 227 lutitas son negras, limosas, piríticas, no calcáreas y bien laminadas. Dos estratos potentes de conglomerados con macrofósiles se hallaron: uno en el "Morro de Peñas Blancas" y otro en la parte inferior de la secuencia del río Cautaro. Aquí también están intercaladas unas limolitas con numerosas trazas de carbón". MACSOTAY en CAMPOS y OSUNA (op. cit) indica que la unidad se depositó en ambiente marino somero, en condiciones de sedimentación cíclica y rápida. A pesar de ser tectónicos sus contactos actuales, CAMPOS y OSUNA (op. cit.) interpretan que la Formación Cautaro se depositó en forma concordante sobre las "Capas de La Soledad", la cual presenta las mismas condiciones de inestabilidad durante la etapa de sedimentación. En su tope se postula la presencia de una discordancia que la separa de la Formación Peñas Blancas (tope Eoceno medio-Eoceno tardío) con lo cual se inicia la sedimentación del ciclo Terciario tardío. VIVAS y MACSOTAY (1995) consideran que la Formación Cautaro forma parte del substrato de la Formación Tememure (Eoceno tardío Oligoceno temprano). GALEA (1985) describe un contacto superior transicional con la Formación Peñas Blancas, e incluye la sección bajo el nombre de Formación Caratas. MACSOTAY (op. cit) identificó los siguientes fósiles: Turritella cf. bosworthi woods, Clio sp., Callianassa americana woods, Nuculuna cowlitzensis (Palmer y weaver), Venericardia sp., Venericardia cf. pacífica Olsen, Cuneocorbula sp., Glycymoris sp., Lirodiseus sp., y Pacheocoa sp. El contenido faunal sugiere una edad Eoceno temprano. VIVAS y MACSOTAY (op. cit.) consideran que la unidad puede ir desde el Paleoceno al Eoceno temprano. CAMPOS y OSUNA (op. cit) la consideran equivalente en tiempo a la Formación Caratas de la región oriental, de la cual diferencian por su mayor inestabilidad durante la etapa sedimentaria. INFORMAL CAYETANO, SEUDO GNEIS DE (Formación Cañaote) PALEOZOICO (Ordovícico) Estado Cojedes. MARTÍN (1961) utilizó este nombre, para describir un horizonte lenticular de meta conglomerado lítico, con un espesor visible de 3 m, adscrito a la Formación Cañaote y que aflora en una colina de los cerritos Cayetano, a 1 km al sur del hato Piñero. Se trata de una roca de color verde grisáceo, foliada, compuesta por guijarros redondeados de cuarcita, de hasta 1,5 cm embebidos en una matriz cuarzo-feldespático-micáceo-epidótica fina a media. Se halla asociada al esquisto cuarzo- feldespático-epidótico-micáceo de la aureola de 228 contacto de la intrusión granítica. Representa un ligero cambio de facies lateral de las areniscas arcósicas. Véase: CAÑAOTE, FORMACIÓN INVÁLIDO CAZADERO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) utilizan este nombre para designar una secuencia de lutitas, ftanitas y calizas del Cretácico, expuesta en el estado Lara suroriental, las cuales dividieron en siete miembros que en orden ascendente son: Cimarrona, Las Cruces, Agua Viva, Metreros, Garabatos, Patanemo y Mamoncito. ROD (1959) sólo acepta cuatro de los siete miembros descritos originalmente, por considerar que los autores antes citados no reconocieron la repetición estructural en la sección tipo, criterio que fue negado posteriormente por VON DER OSTEN (1967). BUSHMAN (1959) publicó la descripción detallada de su Formación Barquisimeto, cuyo empleo tuvo aceptación general por parte de los investigadores de la geología del estado Lara, quienes consideraron que la Formación Cazadero forma parte de esta unidad (BUSHMAN, 1959, 1965; CORONEL y RENZ, 1960; BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1966, 1967, 1968). Por esta razón el término Cazadero ha sido descartado de la nomenclatura estratigráfica de la región, aunque sus miembros conservan validez en la localidad tipo. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN VÁLIDO CEBOLLET A, MIEMBRO DE CALIZAS DE (Formación Asociación El Águila) PALEOZOICO (Pérmico) Estado Mérida. El Miembro de Calizas de Cebolleta de la Asociación El Águila, corresponde, según KOVISARS (1972), al miembro superior de ella. Este miembro se restringe a una angosta zona de rumbo noreste, situada al oeste del pico Águila. La localidad tipo es la angosta fila que forma la divisoria oriental de la quebrada La Cebolleta, cerca de la cabecera de la misma. A todo lo largo de la cresta hay excelentes afloramientos de la caliza; las laderas pueden mostrar afloramientos aislados de caliza, que se observan a través de la cobertura del talud. BENEDETTO y SÁNCHEZ (1979), consideran que los niveles calcáreos de la Caliza de Cebolleta, son correlacionables con la Formación Palmarito MARECHAL (1983) cita al 229 Miembro Superior Cebolleta, constituido por margas y calcoesquistos (Hoja N° 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El tipo principal de roca es una caliza silícea que grada comúnmente a una lutita calcárea. La caliza es una roca maciza, de grano fino y color gris oscuro o azul gris, cuyas superficies meteorizadas muestran un revestimiento gris a gris claro. El aspecto bandeado o en cinta es común, causado por la erosión diferencial de las láminas ricas en cuarzo, que raramente sobrepasan 1 mm de espesor, y alternan con láminas de caliza de espesor variable. El espesor de las capas varía entre 3 y 60 cm, con un promedio de 8 cm. Al aumentar el contenido de cuarzo, la roca grada a una wacka de cuarzo resistente, gris, físil y calcárea. Las capas ricas en cuarzo son muy resistentes y forman el espinazo de la fila de calizas. Los picos menores de caliza cuarzosa (morros), son rasgos comunes en los flancos de la fila. El espesor del Miembro de Caliza de Cebolleta, ha sido estimado por KOVISARS (op. cit.) entre 150 y 200 m. La base de la unidad, es la capa calcárea inferior extrema, en contacto gradacional con el Miembro El Balcón. El tope es una marcada interrupción estratigráfica; la caliza infrayace concordantemente (?) a las areniscas de la Formación Sabaneta (?). Véase: EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN. INFORMAL CEDEÑO SUPERGRUPO PRECÁMBRICO Estados Bolívar y Amazonas. MENDOZA (1974) introdujo el nombre de Supergrupo Cedeño para incluir el Grupo Suapure, que comprende rocas plutónicas, y el Grupo Cuchivero, que comprende, según el mismo autor, unidades plutónicas y volcánicas. El término supergrupo es litoestratigráfico y debe abarcar unidades litoestratigráficas exclusivamente (CODIGO NORTEAMERICANO DE NOMENCLATURA ESTRATIGRAFICA). Véanse: CUCHIVERO, GRUPO; SUAPURE, GRUPO. VÁLIDO CEIBOTE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Zulia Referencias: El nombre de Formación Ceibote, fue utilizado informalmente en el Cuadro de Correlación de las Unidades Estratigráficas en Venezuela y Trinidad, de MILLER et al., (1962). Posteriormente, MILLER y SAN JUAN (1963) publicaron la primera descripción formal de la unidad, como parte de la arenisca frontal o arenisca basal, asociadas tanto con 230 la Formación La Sierra, como con la Formación Peroc del Grupo El Fausto. SAN JUAN (1964) la describe dentro de sus areniscas frontales, diferenciándola de Formación La Sierra. BRONDJIK (1967) objetó el establecimiento de la unidad como formación, y propuso incluirla como un miembro de la Formación La Sierra. En el LEV (1970), la Formación Ceibote fue incluida como unidad basal del Grupo El Fausto, idea seguida por GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) y por QUIJADA y CALDERA (1985), aunque éstos sugieren estudiar más en detalle las posibles diferencias con la Formación La Sierra. JAM (1988) propone separar la formación del Grupo El Fausto, con base a diferencias de litología y ambientes sedimentarios. Localidad tipo: MILLER y SAN JUAN (op. cit.) designaron como sección tipo, la margen norte del río Negro, a unos 9 km al oeste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia, donde la formación aflora por unos 90 m en un potrero al norte del río, a lo largo del pie de la serranía frontal, inmediata a la sección tipo de la Formación La Sierra. Como sección de referencia, dichos autores proponen la del caño El Mene. (Hoja N° 5746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: El área abarcada por la Formación Ceibote va desde el río Palmar, al norte, hasta el río Tucuco, al sur. En sentido este-oeste, se extiende desde los contrafuertes de la sierra de Perijá, al oeste, hasta los campos de Boscán y Alpuf, al este. Descripción litológica: En la sección tipo, MILLER y SAN JUAN (op. cit.) describen areniscas masivas, de color gris amarillento a marrón claro, en capas de menos de 1 m a 5 ó 6 m, con escogimiento pobre y grano fino a grueso, con ocasionales lentes conglomeráticos y estratificación cruzada. Asociadas con las areniscas, hay arcilitas de color gris claro a canela o marrón claro, las cuales se presentan en capas intercaladas delgadas, aunque pueden llegar a tener varios metros. La descripción de la arenisca basal Peroc, que hace KEY (1960) en Alturitas, es bastante semejante a la de la Formación Ceibote en su localidad tipo, aunque en Alturitas, las arcilitas están reemplazadas por lutitas. Las areniscas de la Formación Ceibote corresponden a un ambiente continental, y representan abanicos aluviales coalescentes sobre una planicie costera. Espesor: En la sección tipo del río Negro, el espesor de la formación es de 95 m, disminuyendo hacia el norte en el alto de El Totumo, hasta desaparecer, donde la Formación Peroc, suprayacente, aparece sobre rocas precretácicas. Relaciones de campo: En la localidad tipo, la formación yace discordantemente sobre la Formación La Sierra (MILLER y SAN JUAN, op. cit.). Hacia el sur, la discordancia se va haciendo más difícil de distinguir. Al noroeste, entre El Totumo y el río Palmar, la Formación Ceibote transgrede sobre un complejo formado por sedimentarias y volcánicas juro-triásicas, y granitos precretácicos. En el tope, la formación pasa a la Formación Peroc, con una estrecha zona de transición entre ambas unidades. Fósiles: No se han encontrado fósiles, salvo algunos restos de plantas. Edad: Oligoceno con base a su posición estratigráfica. 231 Correlación: La Formación Ceibote se considera equivalente de la Formación Icotea, en su parte basal. Hacia el sur, la formación pasa a la porción superior de la Formación Carbonera. VÁLIDO CERRAJÓN, FORMACIÓN PALEOZOICO (Cámbrico tardío-Ordovícico) Estado Cojedes Referencias: MARTÍN (1961) utilizó este nombre para designar el nivel intermedio del Grupo El Barbasco, que aflora en la región norte-central y centro-oriental del macizo de El Baúl. Anteriormente, las rocas metamórficas sin diferenciar (hoy Grupo El Barbasco), a las que pertenece esta unidad, habían sido mencionadas por LIDDLE (1928 y 1946), por BUCHER (1952) y por ROD (1955) y habían sido descritas genéricamente por FEOCODECIDO (1955). Localidad tipo: Área Cerrajón-Cerrillo en las estribaciones meridionales de la fila de Los Novillos, macizo de El Baúl, distrito Girardot, estado Cojedes. (Hojas Nº 6542 y 6543, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Esta unidad representa el 60% del área metamórfica, y constituye el núcleo montañoso centro-oriental del macizo de El Baúl, estado Cojedes. Descripción litológica: El nivel inferior de la formación corresponde al Miembro Jobito, y está constituido por una asociación de metalimolitas, filitas, cuarcitas con rizaduras deformadas, esquistos clorítico-cuarzosos y cuarcitas masivas, que presentan colores gris verdoso, verde blanquecino, rojo amarillento y violáceo. Los niveles medio y superior están esencialmente formados por hornfelses pelíticos (muscovita, cuarzo, andalusita), afaníticos e intensamente diaclasados, en las que se presentan horizontes de cuarcitas sacarinas (cuarzo, sericita, clorita) de gran espesor y persistencia, sobre todo hacia el tope de la formación. Estas últimas poseen lechos de cuarcita negra, a las que el metamorfismo de contacto ha alterado a una roca densa y oscura (cornubianita), rica en feldespato sódico y en turmalina. El nivel superior de la formación fue intrusionado por diques de riolita esferulítica, de hasta 5 m de espesor y de color blanco verdoso. Estos metasedimentos pelíticos (90%) y samíticos (10%) sufrieron un metamorfismo regional de bajo grado de la facies de los esquistos verdes, zona de la muscovita-clorita. Con la intrusión granítica, se superpone un metamorfismo de las metapelitas y metasamitas en porcelanitas, filitas maculosas, cornubianitas (hornfelses) y cuarcitas micáceas esquistosas. El ambiente de sedimentación de esta formación, corresponde a la de una plataforma inestable, regresión de los mares, con ambiente oxidante en condiciones continentales. Espesor: Se midieron unos 1000 m, de los cuales le corresponden unos 300 m al Miembro Jobito. 232 Relaciones de campo: Según MARTÍN (op. cit.), la formación Cerrajón representa un techo colgante sobre la intrusión granítica. Su contacto inferior con la Formación Mireles es concordante y gradacional y el contacto superior con la Formación Cañaote, es concordante y transicional. Fósiles: No se mencionan fósiles de esta unidad. Edad: Por su posición estratigráfica entre la Formación Mireles del Cambro-Ordovícico y la Formación Cañaote, de edad posiblemente Ordovícico, se le asigna una edad del Cámbrico tardío al Ordovícico. Correlación: MARTÍN (op. cit.) correlaciona esta formación con las formaciones Carrizal y Hato Viejo, del subsuelo meridional de la cuenca Oriental, y cronológicamente, con la sección superior de la Formación Caparo de Los Andes de Venezuela. VÁLIDO CERRO AZUL, ASOCIACIÓN PALEOZOICO SUPERIOR Estado Barinas. Referencias: Este nombre fue empleado originalmente por MACKENZIE (1937), para designar rocas duras de color verde grisáceo, aflorantes en la región de Cerro Azul en el estado Barinas. LIDDLE (1946) se refiere a ellas, con el nombre de Capas de Cerro Azul. SCHUBERT (1968) describió la unidad en detalle, en la región de Barinitas-Santo Domingo. BENNEDETTO (1982) en su zonación tectono-estratigráfica del noroeste de América del Sur, la incluye en la zona 3, junto con el Complejo Iglesias, y las formaciones Mucuchachí, El Águila, Río Momboy, Los Torres y Tostós. BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) la incluyen en el Terreno Mérida, junto con las unidades mencionadas por BENNEDETTO (op. cit.), dándole tratamiento de unidad litodémica, con el rango de asociación. Localidad tipo: Cerro Azul en el estado Barinas, 9 km al norte de Barinitas. (Hoja N° 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). SCHUBERT (1968), mencionó la presencia de buenos afloramientos en la carretera Barinitas-Santo Domingo, en el río Santo Domingo, camino el Guirigay-Calderas y la quebrada Arandia. Extensión geográfica: Región del cerro Azul, estado Barinas. En el área de Ciudad Bolivia, la unidad se extiende desde el río Michay, al noroeste, hasta aguas arriba del río Siniguiz, a la altura del caserío San Juan. CAMPOS (1972), reporta afloramientos en el área del páramo de Caldera, Niquitao. Descripción litológica: La unidad consiste de filitas azul-verdoso, esquistos sericíticos laminados grisáceos y cuarcitas impuras. Diversos plutones afloran en el seno de la 233 asociación el Granito Cerro Azul y el Granito de la Soledad. Este último, desarrolla un metamorfismo de contacto de la andalusita, en los esquistos encajantes. CAMPOS (1972) considera que la depositación de los sedimentos de la Formación Cerro Azul, ocurrió en un ambiente cercano a la plataforma, por debajo del tren de olas. Espesor: MACKENZIE (1937) señaló espesores de hasta 1800 m en la región de cerro Azul. SCHUBERT (1968) considera que la asociación alcanza algo más de 500 m de espesor. CAMPOS (1972) señala un espesor de más de 1000 m en el área del páramo de Caldera, Niquitao. CANELÓN y RAMÍREZ (1974) indican espesores de alrededor de 1000 m en la región de los ríos Michay y Batatuy. Relaciones de campo: El contacto inferior es generalmente de falla, con unidades del Precámbrico. El contacto superior es discordante con unidades del Paleozoico Superior y el Terciario. Fósiles: No se han identificado hasta el momento, lo cual puede deberse al metamorfismo que presenta la unidad. Edad: La unidad se considera del Paleozoico Inferior, con base a dataciones radimétricas, Granito de Cerro Azul (400 ± 7 Ma); Granito de la Soledad (475 ± 65 Ma, BURKLEY, 1976) y (299 ± 5 Ma, SHUBERT, 1968). Recientemente BELLIZZIA y PIMENTEL (op. cit) la ubican en el Paleozoico Superior. Correlación: SHUBERT (1968), correlacionó la unidad provisionalmente, con la Formación Caparo. GRAUCH (1971), sugiere que los afloramientos de Cerro Azul, pueden ser equivalentes a la Formación Bella Vista, o a la sección del Paleozoico inferior. GRAUCH (1975), teniendo en cuenta las fuertes semejanzas litológicas existentes entre las asociaciones Mucuchachí y Cerro Azul, y BURKLEY (1976), por métodos radimétricos, obtienen edades similares (Carbonífero superior) para las dos formaciones. BELLIZZIA y PIMENTEL (op. cit) la correlacionan con Mucuchachí, Los Torres, Río Momboy, El Águila y Tostós. Sinonimia: La unidad es sinónimo con las llamadas Roca Basal por MACKENZIE (1937) y Capas de Cerro Azul de LIDDLE (1946). INVÁLIDO CERRO AZUL, CAPAS DE PALEOZOICO Estado Barinas. Este término fue empleado por LIDDLE (1946) para designar la Formación Cerro Azul de uso actual. 234 INVÁLIDO CERRO AZUL, FORMACIÓN PALEOZOICO SUPERIOR Estado Barinas Este nombre fue empleado originalmente por MACKENZIE (1937), para designar rocas duras de color verde grisáceo, aflorantes en la región de cerro Azul en el Estado Barinas. LIDDLE (1946) se refiere a ellas, con el nombre de Capas de Cerro Azul. SCHUBERT (1968) describió la unidad en detalle, en la región de Barinitas-Santo Domingo. BENNEDETTO (1982) en su zonación tectono-estratigráfica del Noroeste de América del Sur, la incluye en la zona 3, junto con el Complejo Iglesias, y las formaciones: Mucuchachí, El Águila, Río Momboy, Los Torres y Tostós. BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) la incluyen en el Terreno Mérida, junto con las unidades mencionadas por BENNEDETTO (op.cit), dándole tratamiento de unidad litodémica, con el rango de Asociación, quedando así inválido el de formación. Véase: CERRO AZUL, ASOCIACIÓN. VÁLIDO CERRO BOQUERÓN, ORTOGNEIS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Nueva Esparta. Con este nombre, CHEVALIER (1987) designa las rocas ígneas ácidas cartografiadas por TAYLOR (1960), bajo la denominación de granito gnéisico. El cuerpo aflora a menos de 1 km al norte del pueblo de San Juan Bautista, en una faja de dirección este-oeste, flanqueada por serpentinitas en el norte, y en contacto, por el sur, con rocas del Grupo Juan Griego. En la parte central del macizo, la roca está compuesta esencialmente por cuarzo, plagioclasa y algunos relictos de feldespatos alcalinos. Su textura es protomilonítica a milonítica, asociada a plagioclasas recristalizadas. Hacia el borde sur del macizo, cerca de la faja milonitizada, se observa destrucción de feldespatos y aparición de platter quartz y de muscovita, dispuesta en capas milimétricas. Con base a su composición química, CHEVALIER (op. cit.) clasifica esta unidad como un antiguo granito. MARESCH (1975) no menciona esta unidad en particular, pero considera las rocas ácidas metamorfizadas en Margarita nororiental, como intrusivas, durante un ciclo de deformación mayor. BELLIZZIA (1985) indica que esta unidad, junto con otras rocas ígneas metamorfizadas de Margarita nororiental, puede interpretarse como un plagiogranito, CHEVALIER (1987) sugiere que estos granitos fueron originados por fusión parcial de sedimentos detríticos, y parte del complejo ofiolítico, durante un proceso de obducción/subducción. Los contactos del cuerpo son tectónicos, al norte con serpentinitas, y al sur, por intermedio de una faja de ultramilonita, con metasedimentos del Grupo Juan Griego. 235 Edad: Los distintos orígenes postulados para estas rocas, implican diferentes edades: Jurásico, si se las considera cogenéticas con el magmatismo ofiolítico; Cretácico temprano, si son producto de fusión parcial durante un proceso de obducción ocurrido en esta época; o Cretácico tardío, si se consideran asociadas al evento de deformación causante del metamorfismo, este último, datado en el Cretácico tardío - Paleoceno por métodos radimétricos. (SANTAMARÍA y SCHUBERT, 1974; CHEVALIER, 1987). Como los otros intrusivos ácidos de Margarita nororiental, estas rocas se pueden correlacionar con los ortogneises que se presentan en los metasedimentos de la parte central del sistema montañoso del Caribe, tales como los de Choroní, El Limón y Guaremal (CHEVALIER, 1987). INFORMAL CERRO CAMPANA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío?) Estado Falcón. El nombre y descripción original de la unidad aparecen en WIEDENMAYER (1924), para designar una secuencia de calizas lenticulares expuestas en cerro Campana, a unos 7 km al norte-noroeste de El Mene de Acosta, en Falcón oriental. De acuerdo a RENZ (LEV, 1956), la caliza de Cerro Campana es una caliza arrecifal de algas y orbitoides, con numerosos ejemplares de Lepidocyclina. GORTER y VAN DER VLERK (1932) y GRAVELL (1933) describieron la fauna de foraminíferos grandes de estas calizas, asignadas al Eoceno tardío por SENN (1935). La caliza de Cerro Campana no ha sido estudiada desde los trabajos anteriores, ya que HUNTER (1972) y DÍAZ DE GAMERO (1985-b) solo aportan datos de los sedimentos eocenos (que no incluyen calizas) aflorantes en el domo de Guacharaca, al oeste del domo de cerro Campana. INVÁLIDO CERRO CAMPANA, CAPAS DE, FORMACIÓN, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Falcón. SENN (1935) Y LIDDLE (1946) emplearon respectivamente los nombres de Lutitas de Cerro Campana (Cerro Campana Schichten), Capas de Cerro Campana y Formación Cerro Campana, para designar un intervalo lutítico con intercalaciones arenosas y una caliza orbitoidal, hoy incluidos en la Formación Guacharaca. Véanse: CERRO CAMPANA, CALIZA DE y GUACHARACA, FORMACIÓN. INVÁLIDO 236 CERRO COCHINO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término, empleado por GARNER (1926) y LIDDLE (1946) es un sinónimo en desuso de la Formación La Villa (SUTTON, 1946). Véase: LA VILLA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CERRO CORAZÓN, CALIZA DE, CAPAS DE, HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Diversos autores (LIDDLE, 1928; RUTSCH, 1936, HEDBERG, 1937-a, b; SENN, 1949; HEDBERG y PYRE, 1944; etc.), han mencionado calizas fosilíferas caracterizadas por la presencia de abundantes ejemplares de Venericardia cf. planicosta, expuestas en Cerro Corazón (o El Corazón) al norte de Urica, en Anzoátegui nororiental, a las cuales se aplicó el nombre de "capas de Cerro Corazón". Debido a la pobreza de los afloramientos y a lo complejo de la estructura, su posición estratigráfica ha permanecido incierta, aunque se ha sugerido su correlación con la caliza basal de la Formación Vidoño, y con la Formación Soldado de Trinidad. SALVADOR (1964-b) resumió las referencias existentes y recomendó suspender el empleo del nombre Cerro Corazón mientras no se haya establecido definitivamente la correlación de esas capas. Véase: VIDOÑO, FORMACIÓN INVÁLIDO CERRO DE ORO, CAPAS DE, GRUPO, SERIE MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario temprano) Estado Táchira. Aparentemente SIEVERS introdujo el término de "Serie Cerro de Oro" en una de sus voluminosas obras. DALTON (1912), MAURY (1925-c) y LAMARE (1927) lo emplean sin detalles bibliográficos y los investigadores posteriores han fracasado en la búsqueda de la referencia original (DE RIVERO, 1956). Según DALTON, la localidad tipo era una colina cerca de Rubio, estado Táchira, donde afloran capas muy piritíferas con fósiles del Cretácico tardío y Cenozoico inferior. Este autor empleó el término de Grupo Cerro de Oro con un sentido muy amplio, para designar todas las capas de las edades indicadas expuestas en una faja desde Los Andes de Mérida hasta el golfo de Paria. Autores posteriores han rechazado el nombre por su definición inadecuada. 237 VÁLIDO CERRO GATO, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Dependencias Federales (Isla La Tortuga) Referencias: PATRICK (1959) identificó un conjunto de margas fosilíferas en la costa sur de La Tortuga, les asignó edad Plioceno y las correlacionó con la Formación Cumaná, al igual que BERMÚDEZ (1966). MALONEY y MACSOTAY (1967), describen las capas de la Formación Cerro Gato, como margas con poco material detrítico, sin conglomerados, mientras que la Formación Cumaná consiste principalmente de areniscas y conglomerados. Localidad tipo: La sección tipo se encuentra en la línea de costa al sur de la isla La Tortuga, en una colina llamada Cerro Gato. Extensión geográfica: La unidad se restringe a la sección tipo en la isla La Tortuga, y a afloramientos menores situados en la línea de costa en el noroeste de la isla. Descripción litológica: La Formación Cerro Gato es la segunda terraza en elevación que se encuentra en la isla La Tortuga, con una altura de 34-36 m sobre el nivel del mar, situada entre la terraza 1 (Miembro Punta Piedras) y la terraza 3, ambas de la Formación Tortuga. En una sección de 26 m de espesor en la localidad tipo, la base de la formación está cubierta por una caliza perteneciente al Miembro Punta Piedras (Pleistoceno tardío) de la Formación Tortuga. Los primeros 11 m consisten de una marga de algas, de color marrón claro a crema, de grano medio a grueso, porosa, que me teoriza a gris claro. Por encima, con 2,5 m de espesor, las margas son de color rojo a rosado, de grano fino, bien cementadas, con materia orgánica y abundantes fragmentos de algas. Siguen unas margas fosilíferas, de 4 m de espesor y de color gris claro, con abundantes pelecípodos, incluyendo Lyropecten arnoldi. En las superficies expuestas la disolución por diagénesis ha alterado parcialmente los fósiles, preservándose, en estos casos, los moldes. Microscópicamente, la roca presenta abundantes fragmentos de conchas, foraminíferos miliólidos, algas y agregados, en una matriz de grano fino (micrita). En la parte superior de la unidad, que incluye 9 m de espesor, se encuentra una caliza bioclástica, con abundantes briozoarios, y fragmentos de conchas, espinas de equinoides, foraminíferos miliólidos, hidrozoarios y fragmentos de calcita. La sección termina con un intervalo margoso similar al anterior, pero menos fosilífero. De acuerdo a MALONEY y MACSOTAY (op. cit.), las marga s de la parte inferior de la unidad indican condiciones de sedimentación lenta en aguas con un régimen de energía bajo a moderado, y profundidades entre 10 y 20 m. Las calizas bioclásticas y margas con un alto contenido de fósiles de la parte media con la presencia de Lyropecten, Argopecten, Spondylus, Periglypta, espinas de equinoides, briozoarios, etc, indican una sedimentación con un régimen de corrientes de mayor energía y un fondo marino duro. 238 Espesor: El espesor total de la formación no es conocido puesto que la base está cubierta por el Miembro Punta Piedras. En la sección tipo, donde se observa el mayor espesor, desde las calizas del Miembro Punta Piedras, el mismo es de 26,6 m. Relaciones de campo: Se desconoce la base de la unidad, que infrayace discordantemente a las calizas coralina s de la Formación Tortuga. Fósiles: MALONEY y MACSOTAY (op. cit.) presentan una extensa lista de macrofósiles, la cual incluye corales como Manicina aerolata, Colpophyllia sp, Stephanocoenia michelini, briozoarios no determinados, gasteropodos (Turritella margaritana, Bulla sp.), y pelecípodos Argopecten circularis, Spondylus americanus, Pecten cf. P. archon, Argopecten circularis caucanus, Lyropecten arnoldi,L. nodosus, Placunanomia cubaguana, Ostre caboblanquensis, O. vespertina venezuelana). Entre los equinodermos señalan Encope michelini, Cassidulus falconensis, Clypeaster subdepressus. Mencionan icnofósiles como Ophiomorpha cf. O. nodosa. La microfauna identificada por BERMÚDEZ (en MALONEY y MACSOTAY, op. cit.) incluye entre las especies más abundantes, Amphistegina angulata, Globorotalia dutertrei, Orbulina universa, Totalia rosea, Textularia conica, etc. Edad: MALONEY y MACSOTAY (op. cit.) indican una probable edad Plioceno temprano, pero el estudio, de los foraminíferos planctónicos presentes indican una edad Pleistoceno (LEV, 1970). Correlación: La correlación más estrecha es con la Formación Playa Grande de Cabo Blanco, Distrito Federal (MALONEY y MACSOTAY, op. cit., LEV, 1970). También presenta semejanzas con la Formación Cumaná (PATRICK, 1959; BERMÚDEZ, 1966; LEV, 1970). También es correlacionable con las terrazas marinas que GRAF (1972) describe en la península de Macanao, con margas y calizas arenosas fosilíferas, con Lyropecten arnoldi, a las cuales se les asigna edades de Pleistoceno temprano y medio. VÁLIDO CERRO GUANACIPANA, MONZONITA CUARCÍFERA DE PRECAMBRICO SUPERIOR Estado Bolívar. Referencias: KALLIOKOSKI (1965-c) introdujo este término, para designar el cuerpo intrusivo que forma el cerro Guanacipana, al norte del Complejo de Imataca en esa localidad, sin formar parte de este. El autor describe este cuerpo intrusivo de la asociación Real Corona - El Torno por separado, para destacar el hecho de que ésta, no necesariamente equivale en edad a lo que llamó Asociación Carichapo - Pastora, a pesar de sus semejanzas litológicas, estructurales, etc. Localidad tipo: La unidad constituye la elevada zona montañosa del cerro Guanacipana, situado a unos 10 km al norte-noreste del poblado de Taipana y al oeste del río Aro, 239 municipio Sucre del estado Bolívar. (Hojas N° 7338 y 7339, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La descripción original circunscribe la unidad a la masa montañosa del cerro Guanacipana, en la margen izquierda del río Aro, entre las localidades de Taipana al sur e isla del Infierno al norte, donde se encuentra parcialmente cubierta por aluviones. Descripción litológica: La roca es una monzonita cuarcífera hornabléndica-biotítica y hornabléndica uniforme, a ligeramente migmatítica. En muchos lugares es muy homogénea, con ligera foliación mineral y buena textura granítica; sin embargo, en algunos acantilados, la facies granítica se intercala con un componente rosado más heterogéneo. La mayor parte de la estratificación resultante, se debe a la presencia de bandas continuas y lenticulares, de pegmatita cuarzo-feldespática rosada, que en algunas zonas, constituye hasta una cuarta parte de algunos afloramientos, y en menor proporción, de bandas de granodiorita hornabléndica de grano grueso. En sección fina, la roca es subidiomórficagranular-gneisoide, con la siguiente composición modal: cuarzo 30%, microclino 21%, plagioclasa 42%, hornablenda 5%, biotita 2%. Sus afloramientos más meridionales, muestran solo ligera foliación, pero buena lineación de ondulaciones de biotita, con declive hacia el sur. Relaciones de campo: El contacto con las rocas metasedimentarias adyacentes expuestas al sur de esta masa intrusiva, está oscurecido por fallamientos y efectos de sobrecarga. Edad: Se considera más joven que la Serie Real Corona, a la cual intrusiona. La edad isotópica, determinada por el método potasio/argón en muscovita de la cuarcita de Mápares situada al sur, es de 1.260 ma. Correlación: Se considera que la unidad no pertenece al Complejo de Imataca. La masa ígnea se incluye dentro de la sección de la Serie Real Corona, pero se interpreta como posterior a ésta. INFORMAL CERRO LA CEIBA, MIGMATITA, MONZONITA CUARCÍFERA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar El término de migmatita monzonita cuarcífera de cerro La Ceiba fue empleado originalmente por KALLIOKOSKI (1965-a), para designar en forma ambigua, al gneis cuarzo-feldespático-biotítico (hornablenda), exento de cuarcita ferruginosa y anfibolitas, ampliamente distribuido en la región comprendida entre Ciudad Bolívar y cerro Bolívar, con un gran desarrollo en la localidad de La Ceiba. El mismo autor (1965-b) consideró las rocas como un "complejo poligenético en detalle muy heterogéneo, pero en general uniforme" .Las rocas de esta unidad consisten de dos componentes: una roca-anfitrión de gneis cuarzo-feldespático de grano fino a medio, rosado, gris claro a gris oscuro, 240 íntimamente penetrado por la roca-huésped granítica, de grano medio a grueso, y color rosado. Se estima que quizás más de la mitad de la migmatita de La Ceiba en su totalidad, se compone de granito, en el que la perfección de la foliación se relaciona con la cantidad de minerales oscuros, principalmente biotita. En general, la foliación es ampliamente ondulada y tortuosa, evidenciando la deformación de otras rocas. La roca-huésped, es generalmente una monzonita cuarcífera biotítica, corrientemente gnéisica, aunque localmente en los cuerpos mayores, casi no tiene estructuras. Por la naturaleza caótica de la migmatita y la ausencia de cuarcita ferruginosa o miembros anfibolíticos en la misma, KALLIOKOSKI (1965-b) opina que el paragneis que la compone, representa en parte, una unidad estratigráfica separada, probablemente una lente muy potente más joven, que suprayace a la parte de cuarcita ferruginosa del Complejo de Imataca. Una interpretación alterna, menos favorecida, es que la Migmatita de La Ceiba representa el basamento sobre el cual se depositaron rocas más jóvenes de Imataca, que posteriormente se ha elevado y cabalgado sobre los gneises circundantes, en forma de masa fungiforme. Según esta interpretación, la migmatita sería una especie de domo de gneis manteado. Observando el mapa de KALLIOKOSKI (1965-b), se puede deducir que la unidad se extiende, en sentido norte-sur, desde unos 25 km al sur de Ciudad Bolívar, hasta las inmediaciones del cerro Bolívar. INFORMAL CERRO LA CEIBA, MIGMATITA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. El término de Migmatita de Cerro La Ceiba fue empleado originalmente por KALLIOKOSKI (1965-a) para designar, a base de un reconocimiento geológico preliminar, al gneis cuarzo- feldespático-biotítico (hornablenda) exento de cuarcita ferruginosa y anfibolitas, ampliamente distribuido en la región comprendida entre Ciudad Bolívar y cerro Bolívar, con un gran desarrollo en la localidad de La Ceiba. El mismo autor (1965-b) consideró las rocas como un "complejo poligenético, en detalle muy heterogéneo pero en general uniforme". Las rocas de esta unidad consisten de dos componentes: una rocaanfitrión de gneis cuarzo-feldespático de grano fino a medio, rosado, gris claro a gris oscuro, íntimamente penetrado por la roca huésped granítica, de grano medio a grueso y color rosado. Se estima que quizás más de la mitad de la migmatita de La Ceiba en su totalidad se compone de granito. La roca-anfitrión es un gneis uniforme a estratificado composicionalmente, en el que la perfección de la foliación se relaciona con la cantidad de minerales oscuros, principalmente biotita. En general, la foliación es ampliamente ondulada y tortuosa, evidenciado la deformación de estas rocas. La roca huésped es generalmente una monzonita cuarcífera biotítica, corrientemente gnéisica, aunque localmente en los cuerpos mayores casi no tiene estructuras. Por la naturaleza caótica de la migmatita y la ausencia de cuarcita ferruginosa o miembros anfibolíticos en la misma, KALLIOKOSKI (op. cit. -b) opina que el paragneis que la compone representa en parte una unidad estratigráfica separada, cuya relación con el Complejo de Imataca no es clara. 241 INVÁLIDO CERRO LA NEBLINA, ROCAS DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. REYNOLDS (en MAGUIRE, 1955) describió bajo este título en forma somera y a título informativo, un conjunto de rocas meta-volcánicas, descripción que posteriormente fue reproducida y algo ampliada por SELLIER DE CIVRIEUX (1966). Véase: LA NEBLINA, SERIE. INVÁLIDO CERRO MISOA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. A pesar de tratarse del nombre original de una unidad importante introducida por GARNER (1926), el empleo habitual ha reducido este término a la versión más abreviada de Formación Misoa. Véase: MISOA, FORMACIÓN. VÁLIDO CERRO MISIÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Falcón. Referencias: El nombre fue usado por primera vez por SENN (1935) para designar la sección lutítica que aflora en el cerro Misión, distrito Silva, estado Falcón. Fue elevado a rango formacional por LIDDLE (1946), quien lo empleó en conjunto con los nombres Formación Paují y Lutitas de Tupure. RENZ (1948 y LEV, 1956) describe la unidad. WHEELER (1960, 1963) la trata de manera breve, correlacionándola con la Formación Jarillal. HUNTER (1972, 1974) reporta su fauna de foraminíferos y discute la existencia de una unidad más antigua que infrayace a la Formación Cerro Misión en el alto de Esperanza. CAMACHO et al. (1989) describen la unidad en la región de Sanare-Buena Vista. Localidad tipo: Cerro Misión, distrito Silva, estado Falcón. (Hoja N° 6448, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). 242 Descripción litológica: Según RENZ (1948) la Formación Cerro Misión consiste de lutitas calcáreas de color gris oscuro. Según HUNTER (1972) es una lutita marina de color gris oscuro, calcárea, ricamente microfosilífera. La microfauna béntica reportada por CAMACHO et al. (1989) es indicativa de profundidades batiales. Espesor: Según RENZ (1948) el espesor debe ser superior a 400 m. CAMACHO et al. (1989) midieron una sección incompleta de 130 m en la región de Sanare-Buena Vista. Relaciones de campo: Según RENZ (1948) la sección sedimentaria del Terciario en Falcón oriental comienza con la Formación Cerro Misión. RENZ (LEV, 1956) dice que la base no está expuesta y que la formación grada concordantemente hacia arriba a la Formación Guacharaca. HUNTER (1972), en un estudio efectuado en el alto de EsperanzaGuacharaca, la coloca como discordante encima de una secuencia flysch de edad Eoceno medio. SUTER (1947) considera el contacto superior con la Formación Guacharaca como discordante, al igual que WHEELER (1960, 1963). Fósiles: RENZ (1948) da una lista de fósiles de la Formación Cerro Misión, donde destaca la presencia de Bulimina jacksonensis, Dentalina jacksonensis, Hantkenina alabamensis y otros. HUNTER (1972) reporta la presencia de ricas faunas de foraminíferos planctónicos en el flanco sur del Alto de Guacharaca, en los niveles lutíticos que suprayacen los depósitos de flysch y destaca Hantkenina alabamensis. H. primitiva, Clavigerinella cf. jarvisi, Globorotalia centralis, Globigerinatheka barri, Globigerina linaperta y otros. CAMACHO et al. (1989) indican la presencia de los foraminíferos bénticos Melonis cf. pompilioides, Melonis sp., Uvigerina sp. y los planctónicos Globigerina eocena, Turborotalia cerroazulensis, Hantkenina alabamensis. H. cf. primitiva. Edad: HUNTER (1972), con base a la fauna de foraminíferos planctónicos sugiere una equivalencia de edad con la Zona de Globigerinatheka semiinvoluta, del Eoceno tardío, aunque reporta la ausencia de los marcadores de dicha zona. La microfauna reportada por CAMACHO et al. (1989) es igualmente indicativa de una edad Eoceno tardío. Correlación: LIDDLE (1946) Y RENZ (1948; LEV I, 1956) la correlacionan con la Formación Paují de la cuenca de Maracaibo. WHEELER (1960, 1963) correlaciona esta unidad con la Formación Jarillal, del Grupo Agua Negra en Falcón surcentral. INVÁLIDO CERRO MISIÓN, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Falcón. Este nombre fue introducido por SENN (1935) para designar la Formación Cerro Misión de uso actual. Véase: CERRO MISIÓN, FORMACIÓN. 243 VÁLIDO CERRO NEGRO, MIEMBRO (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Sucre. Este término designa el miembro superior de la Formación Cubagua descrita por VIGNALI (1965), con localidad tipo en el cerro Negro, parte occidental de la península de Araya, en la serranía al norte del valle de la Sabana, unos 2 km al norte de Manicuare, distrito Sucre del estado Sucre. VIGNALI (1965) describe una marga arenosa basal de 2 m de espesor, color crema, fosilífera, con Ostrea haitensis y O. crassissima, seguida por intercalaciones de areniscas limosas delgadas poco coherentes y margas fosilíferas, que gradan a calizas margosas al ascender en la sección. El miembro tiene 22 metros de espesor; es concordante y transicional en su base con el Miembro Cerro Verde y aparentemente concordante en su tope, aunque con un hiato demostrado por la paleontología, con la Formación Cumaná. Faunalmente corresponde a parte de la zona de Globorotalia margaritae y la zona de Globoquadrina altispira altispira-Globorotalia crassaformis (BOLLI y BERMÚDEZ, 1965; BERMÚDEZ, 1965; BERMÚDEZ, 1966;) cuya edad se considera actualmente como Plioceno. VIGNALI (1965) correlacionó el miembro con la Formación Springvale de Trinidad y con unidades del Terciario superior en el estado Falcón. Véase: CUBAGUA, FORMACIÓN VÁLIDO CERRO PELADO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: La unidad es nombrada y descrita en detalle por primera vez por LIDDLE (1928), aunque anteriormente GARNER (1926) había designado el intervalo equivalente en el río Mitare con el nombre de Formación Las Lajas. WIEDENMAYER (1937) designó como "tramo carbonífero de El Isiro" a un intervalo supuestamente equivalente a la formación en las cercanías de Coro. HALSE (1937) describió el Grupo Cerro Pelado en la parte occidental del distrito Buchivacoa, en Falcón occidental y posteriormente estudia la formación en El Mene de Mauroa, también de Falcón occidental (HALSE, 1947). GONZÁLEZ DE JUANA (1937) describe un intervalo estratigráfico en el área de Cumarebo, en Falcón nororiental, con el nombre de Formación Cerro Pelado. PAYNE (1951) modifica la nomenclatura estratigráfica del área de Cumarebo. GIFFUNI et al. (1992) y DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) eliminan los nombres de Formación Cerro Pelado y otros de la región de Cumarebo, incluyendo la sección correspondiente dentro de la Formación Agua Salada. WHEELER (1960, 1963) menciona brevemente la Formación Cerro Pelado y coloca la Formación Solito como su equivalente lateral en la región de 244 Falcón nororiental. GONZÁLEZ et al. (1985) hacen un estudio preliminar del potencial carbonífero de la formación. LORENTE (1986) estudia la microflora de la Formación Cerro Pelado en varias localidades de Falcón occidental. DÍAZ DE GAMERO (1989) describe la unidad en Falcón occidental HAMBALEK et al. (1994) presentan un estudio palinoestratigráfico de la unidad. Localidad tipo: En los cerros Pelado y Hormiga, al norte de Pedregal, entre Agua Clara y Urumaco, distrito Democracia, estado Falcón. (Hoja N° 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: A lo largo del frente de montañas de Falcón occidental, desde la región de Mene de Mauroa al oeste, hasta el río Mitare al este. Descripción litológica: HALSE (1937) describe la Formación Cerro Pelado en Falcón occidental, como compuesta de areniscas macizas con algunas arcillas que contienen fósiles marinos y carbones detríticos. En alguna parte se encontraron capas de carbón de hasta 1 m de espesor. Cerca de la base, se encuentran a menudo capas de guijarros de cuarzo y fragmentos angulares de feldespato caolinizados, muy característicos de este horizonte. GONZÁLEZ et al. (1985) mencionan que la mayor parte de los carbones se encuentra en la parte media y superior de la formación. DÍAZ DE GAMERO (1989) describe la formación en el área del surco de Urumaco como constituida dominantemente por areniscas de grano fino a medio, con intervalos de grano grueso y hasta conglomerático, dispuestas en capas desde pocos metros a 20 y 30 m de espesor. Las areniscas muestran estratificación cruzada planar, a veces festoneada, rizaduras de corriente y cierta bioturbación en la base de las capas. Los grandes paquetes están constituidos por sedimentación rítmica en la que el espesor de las capas disminuye de base a tope, aunque la tendencia opuesta ocurre también con menor frecuencia. La parte superior de la formación contiene los mayores espesores de lutitas, que a veces son calcáreas, con algunas areniscas calcáreas y raras calizas lodosas entre 0,2 y 1 m de espesor. Las lutitas son fisiles, en ocasiones carbonosas, con carbones de espesores variables, entre 0,1 y 1,5 m, con un máximo de 2,7 m en la quebrada El Paují. El ambiente interpretado para esta unidad es el de un delta progradante, con todo el complejo de facies asociadas, empezando con el frente deltaico, con desarrollo de gruesas barras de desembocadura, pasando a llanura deltaica, con canales distributarios, bahías, pantanos, marismas, etc. y, nuevamente hacia arriba, a frente deltaico (DÍAZ DE GAMERO, 1989). Espesor: Algo más de 1000 m en la localidad tipo (LIDDLE, 1928, 1946), que disminuye a unos 900 m en Buchivacoa occidental (HALSE, 1937) y 800 m al sur de Mene de Mauroa (HALSE, 1947). HAMBALEK, et al. (1994) midieron 1760 m en las quebradas El Trocón y La Paloma, en el área tipo. Relaciones de campo: El contacto inferior es concordante y transicional con la Formación Agua Clara y el superior igualmente concordante y transicional con la Formación Querales. 245 Fósiles: La microflora, es abundante y variada. LORENTE (1986) reconoce los siguientes palinomorfos de una sección de superficie cercana a la localidad tipo: Laevigatosporites vulgaris, Verrucatosporites usmensis, Monoporites annulatus, Mauritiidites franciscoi, Magnastriatites grandiosus, Psilamonocolpites medius, Verrucatosporites spp. En menor cantidad, Echitricolporites maristellae, Perisyncolporitespokornyi, Deltoidospora adriennis, Retriticolporites hispidus, Psilatricolporites triangularis. HAMBALEK et al. (1994) mencionan los palinomorfos Psiladiporites minimus, Crototricolpites annemariae, Jandufouria seamrogiformis, Verrutricolporites rotundiporus. Edad: La edad de la Formación Cerro Pelado queda determinada por su posición estratigráfica entre dos unidades lutíticas bien datadas. Corresponde a la Zona de Globigerinatella insueta y la parte inicial de la Zona de Praeorbulina glomerosa, del Mioceno temprano tardío (DÍAZ DE GAMERO, 1989). La microflora de la formación corresponde a la parte inferior de la Zona de Psiladiporites-Echitricolporites, igualmente del Mioceno temprano tardío (LORENTE, 1986). HAMBALEK et al. (1994) reconocen la Zona de Echitricolporites maristellae-Psiladiporites minimus (parte tardía del Mioceno temprano). Correlación: La Formación Cerro Pelado se correlaciona con la parte más superior de la Formación Patiecitos y la Formación Guarabal de Falcón norcentral (DÍAZ DE GAMERO, 1989). Se supone correlativa con las arenas de Solito de la región de Cumarebo (WHEELER, 1960, 1963). DÍAZ DE GAMERO (1985b) la correlaciona con el Miembro El Salto de la Formación Agua Salada, en Falcón nororiental. Importancia económica: La Formación Cerro Pelado es portadora de lignitos de alto valor calorífico y buena extensión lateral, que pueden ser explotados comercialmente (GONZÁLEZ et al., 1985. ESCOBAR et al. (1997) mencionan que estos carbones son subbituminosos, con un poder calórico de 12.870 BTU/lb, alto contenido de azufre (2%), compuestos mayormente por el maceral vitrinita (96,6%) y clasificados petrográficamente como bituminoso alto volátil A. Sinonimia: DÍAZ DE GAMERO (1989) señala que la unidad denominada Formación Cerro Pelado en el alto de Coro es la extensión hacia el este de la parte inferior de la Formación Socorro definida en el surco de Urumaco. INFORMAL CERRO PELÓN, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE MEZOZOICO (Cretácico?) Estado Portuguesa. Este cuerpo ultramáfico fue señalado por primera vez por BUCHER (1952), aunque sin asignarle nombre formal. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) lo mencionan informalmente como Roca Ígnea del Río Guache, describiendo someramente su 246 composición. METZ (1960) lo mencionó como parte del Complejo de Morador. MURRAY (1973) presentó una descripción formal y detallada de la unidad, dándole el nombre de Complejo Ultramáfico de Cerro Pelón. CAMPOS et al. (1977) lo señalan entre las numerosas masas alóctonas de diferentes litologías contenidas en la Formación Río Guache. SKERLEC (1979) estudia el Complejo, como parte de su trabajo de geología en esa región. SKERLEC y HARDGRAVES (1980) realizaron determinaciones de paleomagnetismo en muestras del Complejo. La localidad tipo se encuentra en el cerro Pelón a 23 km al oeste de Acarigua, distrito Araure, estado Portuguesa. (Hoja N° 6344, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Según MURRAY (1973) este complejo está compuesto por un núcleo central de dunita en la cresta y laderas de cerro Pelón, rodeado por masas concéntricas de piroxenita y gabro. En muestras frescas presenta color verde a verde oscuro, según el grado de serpentinización, que por meteorización pasa a pardo Los minerales constituyentes son olivino en cristales anhedrales, espinela en granos euhedrales y clinopiroxeno. El olivino presenta serpentinización en los bordes de los granos, y a lo largo de las fracturas intergranulares. La piroxenita olivinífera aflora en los flancos del cerro, es una roca densa, de grano medio, compuesta por cristales anhedrales a subahedrales de clinopiroxeno, con granos redondeados menores y agregados de olivino. En el borde sureste del complejo, un dique de diorita hornabléndica corta a la piroxenita. Se han descrito peñones sueltos de gabro hornabléndico, pero no ha sido observado in situ, según MURRAY (1973) no debe aflorar muy lejos de su posición original. Se trata de una roca de grano grueso a medio, formada por hornablenda, plagioclasa y clinopiroxeno. Tanto la piroxenita como el gabro hornabléndico, forman vetas y diques de 1 a 20 cm de espesor, dentro de la dunita. El mismo autor señala la existencia de metamorfismo de contacto, a lo largo del borde occidental del Complejo, con presencia de hornfel hornabléndico, formados por plagioclasa, hornablenda, clinopiroxeno, esfena y magnetita. SKERLEC (1980) en su trabajo sobre la geología de la región Barquisimeto-Acarigua, cartografía este complejo como formado por un núcleo de dunita, seguido de piroxenita, con una zona externa de "rocas plutónicas y volcánicas sin diferenciar". Forma un cuerpo ovalado de 2 km de largo por 1,5 de ancho, limitado al área de Cerro Pelón. MURRAY (1973) indica que es intrusivo en las rocas metamórficas del Grupo Los Cristales. En el lado oriental del complejo, una falla separa las ultramáficas de la Formación Río Guache. Por su semejanza con el Complejo de Chacao, MURRAY (1973) considera que el Complejo Ultramáfico de Cerro Pelón sea de edad Cretácico. Se correlaciona con el Complejo de Chacao, Guárico y el Complejo de Apa, Miranda. 247 MURRAY (1973) considera que este Complejo al igual que él de Chacao, formándose por diferenciación en una cámara magmática subyacente a un arco volcánico. Para explicar la ubicación actual del complejo, CAMPOS et al. (1977) consideran que corresponde a un bloque alóctono dentro de la facies con olistolitos y peñones de la Formación Río Guache. Por sinonimia se correlaciona con la Roca Ígnea de Río Guache de VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957). INFORMAL CERRO PELÓN, PLUTÓN DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este término fue introducido por MENÉNDEZ (1968) para describir cuerpo intrusivo de pórfido de cuarzo que aflora a pocos kilómetros al noreste del caserío de Pastora, en la región de Guasipati, estado Bolívar. El Plutón cubre una superficie de unos 25 km2y está constituido de pórfido de color gris claro a rosado claro localmente. Es macizo excepto en una zona angosta en los bordes del plutón donde presenta foliación por cizallamiento, posiblemente a consecuencia de protoclasis. La roca es porfirica con abundantes fenocristales bipiramidales de cuarzo de 2 a 5 mm de diámetro en una pasta afanítica. El cuarzo presenta bordes irregulares corroídos por la matriz, la plagioclasa es anortoclasa, medianamente sausuritizada. La matriz es un agregado microgranular de cuarzo y feldespato rico en feldespato potásico, localmente contiene biotita. KLAR (1979; en MENÉNDEZ, 1994) señaló que el Plutón de Cerro Pelón es subvolcánico y lo relaciona al vulcanismo dacítico de la Formación Yuruari en la cual es intrusivo. Es intrusivo y discordante con la roca caja; corta a través del contacto entre las Formaciones Cicapra y Yuruari en el cinturón de rocas verdes de Guasipati (MENÉNDEZ, 1994). La roca caja cerca del Plutón está inyectada por numerosos sills y diques de pórfido de cuarzo y felsita, probablemente comagmáticos con dicho plutón. (MENÉNDEZ, 1972). OLMETA (1968) determinó una edad mínima de emplazamiento 1510 Ma por el método K/Ar en roca total en muestra procedente del Plutón de Mandingal con el cual es comagmático. KLAR (1979), le asigna una edad isotópica de 2200 ± 100 Ma por el método U-Pb en circones procedentes del pórfido. El Complejo Ultramáfico de Cerro Pelón de Murray (1973) es homónimo de la unidad. INVÁLIDO CERRO PEÑAS BLANCAS, HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Anzoátegui. LIDDLE (1946) designó con este nombre a la actual Formación Peñas Blancas. 248 Véase: PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO CERRO VENADO, CONGLOMERADO DE CALIZA DE, CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. SENN (1940), SCHAUB (1948) y YOUNG (1961) mencionaron esta unidad, sin describirla. GUEVARA (1967) suministró una breve descripción, pero incluyó las capas en la Formación Santa Rita. Véase: SANTA RITA, FORMACIÓN. VÁLIDO CERRO VERDE, MIEMBRO (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío -Plioceno) Estado Sucre. Este término fue propuesto por VIGNALI (1965), para designar el miembro inferior de la Formación Cubagua, aflorante en el extremo oeste de la península de Araya. Consiste en paquetes métricos de conglomerados tipo pudinga, de rocas metamórficas con matriz arenosa, intercaladas con arcilitas arenosas, de color gris y pardo, que pasan verticalmente a limolitas y areniscas calcáreas y fosilíferas, con 45 m de espesor en su sección tipo. Suprayace discordantemente a rocas metamórficas de la Formación Manicuare, e infrayace transicionalmente al Miembro Cerro Negro. BERMÚDEZ (1966) empleó el término en el subsuelo de la isla Cubagua, a base de criterios bioestratigráficos. MACSOTAY (1965) enumeró abundantes moluscos de la sección tipo, que sugieren un paleoambiente marino costanero de aguas someras. BOLLI y BERMÚDEZ (1965) describen una microfauna correspondiente a la zona de Neogloboguadrina dutertrei, del Mioceno tardío. La fauna de moluscos corresponde a las zonas de Turritella caronensis (parte) y T. lloysdmithi, de edad igualmente Mioceno tardío (MACSOTAY, 1971; MACSOTAY y CAMPOS VILLAROEL, 1987). Véase: CUBAGUA, FORMACIÓN. INFORMAL CERRO VIGÍA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno?) Estado Zulia. 249 SUTTON (1946) llamó Formación Cerro Vigía a unas capas compuestas por peñas, guijarros gravas sueltas en el cerro Vigía, estado Zulia. Autores posteriores, hicieron caso omiso del nombre, hasta su reposición en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963). Está compuesta por peñas, guijarros y gravas sueltas, derivadas de rocas ígneas metamórficas. En la localidad tipo mide aproximadamente 100 m, disminuyendo hasta apenas unos 5 m en el sitio denominado Los Melones, parte suroeste del distrito Páez donde se encuentra, en relación discordante, entre la Formación Los Ranchos y aluviones del Holoceno. La unidad es muy local, y se encuentra limitada al área de cerro Vigía, situado entre Pared Blanca y Los Huevitos, en el lado sur del río Guasare, Zulia noroccidental. SUTTON (1946) indica que la edad de la Formación cerro Vigía solo puede ser determinada con base a la litología y posición estratigráfica asignándole una edad Plioceno. En el Cuadro de Correlación de la SVIP (1963), es ubicada en el Plioceno tardíoPleistoceno temprano. El LEV (1970), la ubica en el Cuaternario. SUTTON (1946) correlaciona la unidad con el conglomerado de Coro en el norte de Falcón. INFORMAL CHACAO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Guárico. Referencias: KONIGSMARK (1958) describe brevemente un cuerpo de rocas ultramáficas expuesto al oeste de San Juan de Los Morros, estado Guárico, refiriéndose como "Complejo ultramáfico" sin asignarle nombre. La parte norte del cuerpo fue estudiado por SHAGAM (1960) quien lo cartografía como "piroxenita". KONIGSMARK (1965, p. 259) introduce el nombre de "Complejo Ultramáfico de Chacao". MURRAY (1972a,b; 1973) realiza un estudio petrográfico y geoquímico detallado de esta unidad. GONZÁLEZ y PICARD (1971, 1972) complementan su descripción y cartografía. LOUBET et al. (1985) presenta 6 edades K/Ar de muestras de gabro. BECK (1985, 1986) realiza dos secciones a través de las zonas de contacto de cuerpo con las rocas de la Formación Santa Isabel circundantes. El nombre proviene del caserío y quebrada de Chacao, ubicado a unos 10 km al oeste de San Juan de Los Morros, Guárico. (Hoja N° 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). MURRAY (1973, p. 177) en su mapa geológico presenta separadamente la cartografía de la piroxenita olivinífera, hornablendita y gabro, así mismo muestra que el cuerpo está constituido por dos porciones separadas por una angosta faja de rocas alteradas por metamorfismo de contacto. En ambas porciones los cuerpos centrales de piroxenita olivinífera gradan hacia afuera, a través de piroxenita magnetítica-olivinífera y piroxenita magnetítica-hornabléndica, a hornablendita en los bordes. Dentro de las ultramáficas y en 250 sus bordes se encuentran cuerpos de gabro bi-piroxénico y hornbléndico y diques de gabro que la cortan. La piroxenita olivinífera aflora en una serie de cuerpos dentro del complejo, separados por rocas ricas en hornablenda; la masa mayor se encuentra en el lado noreste del Complejo y existen excelentes afloramientos en la quebrada Brazo Largo; otro cuerpo está bien expuesto en la quebrada Loreto. La roca es de color verde grisáceo, maciza, densa, constituida por prismas tabulares de clinopiroxeno y granos menores de olivino parcialmente serpentinizado. La piroxenita hornabléndica y hornablendita piroxénica se definen de acuerdo a la abundancia relativa de piroxeno u hornablenda, con olivino siempre presente y magnetita como constituyente importantes. Estos tipos de rocas no presentan buenos afloramientos, salvo en la quebrada El Hoyito y sus tributarios. La hornablendita constituye la mayor parte del complejo, desarrolla grandes afloramientos de rocas meteorizadas las cuales separan los diversos cuerpos de piroxenita entre sí y de las rocas circundantes metamorfizadas. Excelentes afloramientos de hornablendita en la quebrada Loreto y en la parte superior de la quebrada La Llanada. Los tipos de gabro que ocurren dentro de las ultramáficas se clasifican de acuerdo a su composición en piroxénico u hornabléndico, siendo más abundantes los segundos que afloran en varios cuerpos separados de los bordes y dentro del complejo, como también en las metamórficas circundantes. De acuerdo al contenido de hornablenda existe una gama compleja de tipos de rocas desde hornablendita hasta gabro hornabléndico, aunque MURRAY (1973) señala que esta gradación sólo se observa completamente a lo largo de una de las secciones; en otras se presenta un contacto intrusivo donde las rocas ricas en feldespato cortan variedades más máficas y el gabro contiene bloques de hornblendita. Según MURRAY (1973, p. 202), el complejo ultramáfico está rodeado por una aureola de metamorfismo de contacto cuya anchura y composición variables pueden alcanzar hasta 300 m. En esta aureola las rocas más máficas se han recristalizado a conjuntos del hornfel piroxénico. MURRAY (1973) y GONZÁLEZ y PICARD (1971, 1972) cartografían el complejo como un cuerpo de forma irregular de unos 6 km por 8 km de extensión, constituido por dos lóbulos. En términos generales se encuentra expuesto entre la quebrada Loreto por el norte y la quebrada Camburito por el sur, en el estado Guárico. MURRAY (1973) considera a esta unidad como intrusiva en las rocas de la Formación Santa Isabel del Grupo Villa de Cura, mientras que BECK (1985, p. 268, 1986) señala contactos globalmente concordantes con los esquistos adyacentes. 251 LOUBET et al. (1985) presenta seis edades K/Ar, dos en plagioclasa (49,8 ± 2 y 58,5 ± 2 Ma), cuatro en hornblenda (91,0 ± 3,5-98 ± 4 -101 ± 4 -104 ± 4 Ma), correspondientes al Cretácico. Se correlaciona con el Complejo Ultramáfico de Cerro Pelón, estado Portuguesa, y el Complejo de Apa, Parque Nacional Guatopo, estado Miranda. MURRAY (1973) considera que este complejo al igual que él de Cerro Pelón, se ha formado por diferenciación en una cámara magmática subyacente a un arco volcánico. RODRÍGUEZ (1977) estudia este complejo a fin de determinar los tenores de titanio y vanadio, indicando reservas aparentemente de interés económico. VÁLIDO CHACUAL, COMPLEJO DE MESOZOICO (Cretácico)- CENOZOICO (Terciario) Estado Anzoátegui. Referencias: Este término, que no es estrictamente estratigráfico, fue introducido por PEIRSON (1965), para propósitos de cartografía a escalas normales y de acuerdo con el Código de Nomenclatura Estratigráfica (Art. 6j ) (ACSN, 1961), designa una mezcla sumamente compleja de varias formaciones. Desde hace mucho tiempo se ha reconocido la complejidad estructural del frente de montañas sobrecorrido en el estado Guárico. BUCHER (1952) lo describió como una zona de roca blanda, a través de la cual se presentan grandes bloques angulares de rocas más antiguas, esparcidos sin orden ni orientación reconocible. Según EVANOFF (1951) las rocas expuestas en esta sección deben tratarse como grupo, ya que no se pueden definir los límites exactos de las formaciones presentes. Continuando las menciones preliminares basadas en sus estudios (PEIRSON, 1963; SALVADOR, 1964-b), PEIRSON (1965) interpretó la naturaleza del frente de montañas del Guárico como una zona imbricada de sobrecorrimientos estrechamente espaciados entre sí, subsidiarios al corrimiento frontal principal de las montañas. Describió la sección clave a lo largo del río Chacual, donde se reconocen ocho diferentes "paquetes de falla" en un trecho de menos de dos kilómetros. Aunque la secuencia formacional dentro de cada "paquete" se identifica con precisión (Vidoño, Peñas Blancas, Roblecito), es imposible cartografiar estas unidades a escalas normales; de aquí que se justifique el uso del término "Complejo". PEIRSON señaló que el llamado "Grupo" Tememure de EVANOFF (1951) se base en una sección tipo situada dentro de esta zona imbricada. Las complejidades anotadas por EVANOFF son básicamente estructurales y no estratigráficas, de donde el nombre de "Grupo Tememure" no es válido en sentido estratigráfico. Se justificaría modificarlo por el 252 de "Complejo Tememure", pero el nombre Tememure ha sido utilizado como sinónimo de Peñas Blancas. Para evitar las confusiones que surgirían al alterar la categoría de un nombre ya existente, PEIRSON prefirió introducir un término nuevo y designó la zona imbricada con el nombre de Complejo de Chacual. Localidad tipo: Río Chacual, cerca de Sabana de Uchire, Anzoátegui noroccidental. Extensión geográfica: El Complejo de Chacual se presenta en el frente montañoso del estado Guárico, en una faja angosta de más de 300 kilómetros de longitud, casi continua desde laguna de Unare hacia el oeste hasta Altagracia de Orituco, con anchuras de hasta siete kilómetros; más al oeste hay afloramientos aislados. Descripción litológica: La característica del complejo es su heterogeneidad. Aunque los afloramientos corresponden a diversas formaciones bien conocidas, no tienen interconexión y se presentan en secuencias anormales. El predominio de las lutitas (formaciones Vidoño, Roblecito) y la discontinuidad estructural de las unidades más duras (formaciones Peñas Blancas, Guárico, Caracas) han facilitado la erosión, de donde el Complejo de Chacual ocupa zonas topográficamente bajas. Edad: La edad de las formaciones constituyentes del Complejo de Chacual varía desde el Cretácico hasta el Oligoceno. VÁLIDO CHAGUARAMAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Estado Guárico. Referencias: Este nombre fue aplicado originalmente por HEDBERG (1950-a) con una descripción somera. EVANOFF (1951) empleó el mismo nombre para designar formaciones expuestas en la parte norte de la subcuenca de Guárico. PATTERSON y WILSON (1953) estudiaron la extensión de la unidad en los campos petrolíferos de Guárico, la cual abarca una sección estratigráfica mayor que la definida por EVANOFF (1951). Algunos cuadros de correlación muestran persistentemente la concordancia de la Formación Chaguaramas sobre las formaciones Roblecito al sur y Quebradón al norte (MENCHER et al.. 1951; YOUNG et al., 1956; RENZ, 1957; RENZ et al., 1958,1963; RENZ, 1961). PEIRSON (1963) aclaró la situación al demostrar la extensión de las lutitas de Roblecito hacia el norte por debajo de las formaciones Naricual/Quebradón, por lo cual éstas son correlativas de la parte inferior de la Formación Chaguaramas en el subsuelo hacia el sur. SALVADOR (1954-b) ilustró claramente la nueva interpretación, adoptada en el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963). 253 Al iniciarse la exploración petrolera, la Formación Chaguaramas fue subdividida para propósitos de cartografía local, con criterios de diferenciación frecuentemente no litológicos y en consecuencia, los términos han sido abolidos de la nomenclatura formal. Estos incluyen los de Barrialito, Cruz Verde, Cucharo, Santa Lucía, Tucupido, Yuca, Zaraza y Zuata. (SALVADOR, 1964-b). FASOLA et al., (1985) realiza estudios bioestratigráficos de la unidad, en el norte del estado Guárico. ISEA (1987) considera que la Formación Chaguaramas representa la parte superior del ciclo de sedimentación Oligoceno, y corresponde al periodo regresivo que ocurre después del tiempo de la Formación Roblecito. KISER (1987) considera que las arenas de la Formación Chaguaramas, se relacionan con la orientación del arco de El Baúl. ESCALONA y SALAZAR (1997) realizan un estudio sedimentológico de esta unidad, y proporcionan información sobre litotipos, secuencias, ambientes, estructuras sedimentarias, etc. DAAL y HERNÁNDEZ (1997) suministran información petrolera y estratigráfica. CABRERA y VILLAIN (1997) realizaron una síntesis bioestratigráfica del Terciario del noreste de Guárico. Localidad tipo: Según EVANOFF (1951), no existe una sección representativa y la zona tipo se encuentra en las cercanías del pueblo de Chaguaramas, en Guárico central. (Hoja No. 6944, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). DAAL y HERNANDEZ (1997) proponen como sección de referencia la correspondiente al pozo MGL-19S, ubicado en el área de Zurón, Guárico oriental, donde esta formación está bien preservada. Este pozo está ubicado sobre la Hoja No. 7044, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Descripción litológica: La formación es esencialmente una alternancia irregular de arenas lutitas y lignitos, con arcillas y conglomerados de guijarros arcillosos. Los rasgos sedimentarios sugieren un ambiente marginal a no-marino. DAAL y HERNÁNDEZ (1997) dividen la Formación Chaguaramas en tres intervalos principales, fácilmente reconocible en la sección de referencia (pozo MGL-19S): el intervalo inferior, muestra una parte basal predominantemente lutítica, con escasos desarrollos arenosos de base abrupta, típica de una sedimentación de alta energía (barras costeras); el intervalo medio, representa un cuello lutítico de extensión semiregional interpretado como una pequeña pulsación transgresiva del mar, dentro del ambiente regresivo de la Formación Chaguaramas. El intervalo superior es también eminentemente lutítico, con intercalaciones de arenas y abundantes capas ligníticas. ESCALONA y SALAZAR (1997) mencionan que la evolución vertical de esta unidad, representa una mega secuencia regresiva y la dividen en tres intervalos parecidos a los propuestos por DAAL y HERNANDEZ (op. cit.): Intervalo A, constituido en su parte basal por una sección lutítica, con intercalaciones de cuerpos arenosos identificados como barras de plataforma interna y barras de progradación costera, alternando con lignitos y capas carbonosas (en el tope del intervalo). Intervalo B, caracterizado por una sección predominantemente lutítica, con desarrollo menor de areniscas, que corresponden a una sedimentación costera a continental, con muy poco aporte detrítico, donde se desarrollan barras costeras y ocasionalmente canales fluviales; Intervalo C, caracterizado por una 254 sección predominantemente lutítica con intercalaciones arenosas y abundantes capas ligníticas o carbonosas. La sección inferior de este intervalo está compuesta por barras de progradación costera, desarrolladas en un ambiente litoral o de plataforma interna. La sección media y superior marca un desarrollo de facies aluviales. Se sugieren dos tipos distintos de ambientes sedimentarios para la Formación Chaguaramas (KAMEN-KAYE y MENCHER, (1942). Al principio, la Formación Chaguaramas fue depositada en un ambiente de pantanos costaneros extensos, ambiente que fue marcado por una abundancia de bancos ligníticos delgados intercalados, y una cantidad apreciable de arena micácea con cementación secundaria moderada. Más tarde, en el tiempo de la sedimentación de Chaguaramas superior, el aspecto de la cuenca cambió convirtiéndose en llanuras expuestas a secamientos intermitentes y a una fuerte oxidación, lo que produjo una acumulación de arcillas abirragadas. Algunos lignitos fueron depositados en las capas superiores de Chaguaramas durante intervalos de clima húmedo que se presentaban de vez en cuando. Alternando con las arcillas abirragadas y los lignitos, se formaron depósitos de origen salobre y a veces de ambiente marino. FASOLA, et al., (1985), a partir de los foraminíferos bentónicos Miliammina fuscaTrochammina laevigata superior y Eponides antillarum, postulan condiciones ambientales que van desde nerítico interno en la base hasta marino marginal en el tope. ISEA (1987) considera que la Formación Chaguaramas corresponde al período regresivo que ocurre después del tiempo de Roblecito y que desde el punto de vista sedimentológico puede ser interpretada como barras de desembocaduras, ligeramente retrabajadas, interestratificadas con depósitos de pantano, relleno de bahías o bahías interdistributarias. DAAL y HERNÁNDEZ (1997) interpretan un ambiente de sedimentación para esta formación que varía desde marino marginal a continental, indicando el relleno de la cuenca. Espesor: PATTERSON y WILSON (1953) mencionan un espesor promedio aproximado de 870 m en los distintos campos petroleros de Las Mercedes pudiendo alcanzar espesores mayores en otras áreas, de tal modo que, en el norte de Guárico, varía de 3000 m a 4200 m ISEA (1987) menciona que el espesor máximo de la Formación Chaguaramas en las áreas Machete y Zuata, varía entre 183 y 244 m adelgazándose por erosión hacia el este y sur. DAAL y HERNÁNDEZ (1997) determinaron a base de mapas isópacos, un espesor total preservado de 2590 metros en las cercanías de la población de San José de Guaribe, disminuyendo gradualmente hasta desaparecer totalmente por erosión, en las inmediaciones del pueblo de Barbacoas en el estado Aragua; mencionan también un engrosamiento hacia el noroeste. Relaciones de campo: La Formación Chaguaramas es concordante y transicional sobre la Formación Roblecito. Su porción superior ha sido erosionada, excepto en el extremo oriental, donde descansa con leve discordancia por debajo de las lutitas de la Formación Freites. Algunos de los autores citados indican el paso lateral de la unidad hacia el norte a las formaciones Naricual, Quebradón y Quiamare, expuestas en la superficie y hacia el este a las formaciones Merecure ("Periquito") y Oficina del subsuelo, pero no se han propuesto límites concretos. 255 Fósiles: El contenido faunal de la Formación Chaguaramas consiste "principalmente de moluscos de aguas salobres y restos de vertebrados no identificados" (HEDBERG, 1950). Cerca de Zaraza, la formación contiene capas con restos de rumiantes (Astropotherium), tortugas (Podocnemis), gliptodontes (Asterostemma) y cocodrilos, identificados por STEHLIN, KRAGLIEWICH y SIMPSON (fide SELLIER DE CIVRIEUX, en LEV, 1956). BURSCH (1952) señala la presencia del foraminífero de aguas salobres Ammoastuta alberdingi. FASOLA, et al., (1985) identifican la: Zona de Globorotalia kugleri, y las zonas palinológicas de Magnastriatites howardi superior y Echitricolporites spinosus; también las zonas de Eponides antillarum (0 a 30 m) y Miliammina fusca - Trochammina laevigata. LATREILLE et al., en ISEA (1987), consideran que la Formación Chaguaramas corresponde a las zonas de Globorotalia kugleri, Catapsydrax dissimilis y C. stainforthi.) de BOLLI, 1973. Edad: FASOLA et al., (1985) determinaron una edad Mioceno temprano a medio con base a estudios de foraminíferos planctónicos, bentónicos y palinología. LATREILLE et al., (en ISEA, 1987) le asignan una edad Mioceno temprano. Correlación: La Formación Chaguaramas pasa por transición lateral directa y gradual a las formaciones Naricual, Quebradón-Capiricual y Quiamare hacia el norte y noreste, y a las formaciones Merecure y Oficina, hacia el este. VILLEGAS (1985) determinó el horizonte regional "U2" en la base de la Formación Oficina o tope de la Formación Merecure, como equivalente al tope de Chaguaramas inferior o tope de la Formación Naricual, del Grupo Merecure. ARNSTEIN, et al., (1985) con base a la integración de datos bioestratigráficos y correlaciones regionales, establecen que la Formación Chaguaramas es una secuencia equivalente de la Formación Carapita en la parte noreste de la cuenca oriental de Venezuela, y de la Formación Capiricual (pozo Divi-1). Al norte de la subcuenca de Guárico, no se ha reconocido el marcador del ciclo, sin embargo, las formaciones Quiamare y Quebradón pueden representar la parte transgresiva y regresiva, respectivamente, del Mioceno temprano. Sinonimia: En desuso de esta unidad son: Santa Lucía, Cucharo y Zuata (HEDBERG, 1950-a); Capas de Zaraza y Serie Zaraza (STEHLIN, 1928); Grupo Zaraza (KAMENKAYE, 1942); y Barrialito (Anónimo, 1950). INFORMAL CHAMA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Mérida. ARMINIO y ALLEN, (1990) utilizan este término para designar una secuencia de areniscas que aflora en el valle del río Chama, en el sector donde la quebrada La Sucia desemboca en dicho río desde el oeste. La unidad se extiende a lo largo de la vía en construcción, Estanques-El Vigía, donde las obras expusieron una sección continúa desde la base del 256 Paleoceno hasta el Mioceno tardío, con un espesor total de 700 m y en el pozo Guaruríes1S se penetraron 900 m de esta unidad. La Formación Chama está compuesta principalmente por areniscas cuarzosas, compactas, blancas y limpias, de grano grueso a medio y conglomerados cuarzosos con granos de ftanita y clastos angulares de lutita. Las arenas forman lentes de espesor variado entre 1 y 7 metros y capas tabulares de 10 cm a 1 metro, todas ellas espaciadas por lutitas y limolitas de espesor variable entre 1 y 15 m y color marrón a gris claro. Se interpreta un ambiente de llanura aluvial a plano deltaico alto con facies arenosas de canales fluviales que con frecuencia muestran relleno conglomerático de fondo y menos frecuentemente estratificación cruzada tabular. La gradación vertical del tamaño de grano es poco marcada. Las facies de llanura de inundación son predominantemente lutitas que al tope de los ciclos fluviales muestran enriquecimiento frecuente de materia orgánica. Arenas finas en capas tabulares y delgadas que corresponden a abanicos de rotura (ARMINIO y ALLEN, 1990). Esta formación descansa sobre arenas y lutitas del Miembro Caracol de la Formación León (nueva designación). Dicha superficie se interpreta como una discordancia o borde de secuencia asociado al inicio de un ciclo regresivo. La discordancia es reconocible por un cambio abrupto en el color de las lutitas, que pasan de color gris oscuro a marrón claro y por la aparición de conglomerados heterolíticos. No se observa relación angular aparente a escala de afloramiento. El tope fue definido en la sección tipo por una prominente discordancia angular que pone en contacto la serie fluvial de Chama con arenas costeras y abanicos aluviales de la Formación Betijoque. VÁLIDO CHAPAPOTAL, MIEMBRO (Formación Carapita) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Monagas. 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 designar estas areniscas, sin observar que el nombre Lutitas de Cachipo había sido utilizado por BALDA (1960). El término fue corregido por SULEK y STAINFORTH (1965), quienes introdujeron el nombre de Miembro Chapapotal, para designar el intervalo. GONZÁLEZ y MARQUEZ (1985) estudiaron el miembro en el sector noreste del campo de Jusepín, dándole el nombre informal de Arenas Nodosarias-15, y lo subdividieron en los intervalos S a Y. La sección tipo del Miembro Chapapotal se encuentra en el antiguo bloque de concesiones Cachipo, inmediatamente al sur del campo petrolífero de Quiriquire, distrito Maturín, estado Monagas. Su sección tipo se encuentra en el pozo Q-297, intervalo 2012,5m -2884 m (STAINFORTH, 1971). Y también en el área noreste de Jusepín, al este de la ciudad de Maturín, estado Monagas. 257 Según LAMB y SULEK (1965) la parte inferior del intervalo (2191,5-2461 m), está constituida por arenas limosas gris oscuro, de grano muy fino, bien escogidas, areniscas sal y pimienta, de grano medio, muy duras y calcáreas, guijarros sueltos de caliza densa, dura, de color negro, subangulares, con desgaste fluvial, areniscas marrón a gris, de grano medio, mal escogidas, compactas pero friables y lutitas gris oscuro a negro, ligeramente arenosas, medianamente duras, con estrías, calcáreas y muy fosilíferas. La parte media (2010-2191,5 m), es predominantemente lutítica, siendo estas lutitas de color gris oscuro, de grano fino, generalmente macizas, pero con ocasionales particiones de lutita arenosa negra. El paquete superior (1717,5-2011 m), consiste de conglomerados de guijarros angulares a subangulares, de caliza negra en una matriz arenosa, calcárea y de grano medio; fragmentos de caliza negra bien redondeados, areniscas cuarzosas gris y gris oscuro, areniscas gris oscuro, de grano fino a grueso, macizas, mal consolidadas y arcillosas, además de algunas lutitas gris oscuro a negro, medianamente duras, con estrías, lustrosas, localmente arenosas, calcáreas y con microfauna. Basándose en la presencia de especies, cuyos representantes modernos sólo se conocen a grandes profundidades, no menores de 1800 m, el Miembro Chapapotal, se depositó en un ambiente abisal, además, LAMB y SULEK (1965) presentan evidencias del carácter turbidítico en la sedimentación del miembro. GONZÁLEZ y MARQUEZ (op. cit.) confirman el carácter turbidítico en el área noreste de Jusepín. En su localidad tipo, el Miembro Chapapotal mide 270 m. En el campo de Jusepín, el espesor es de unos 274 m, según GONZÁLEZ y MARQUEZ (op. cit.). El conjunto de foraminíferos en el Miembro Chapapotal, en cierto sentido es heterogéneo; el volumen más importante de la fauna es un conjunto béntico, altamente diversificado y abundante en los intervalos de lutita (GONZALEZ DE JUANA, 1980). LAMB y SULEK (1965) destacan en primer lugar, una mezcla de formas cretácicas y paleocenas redepositadas. Un segundo elemento consiste en formas arenáceas lixiviadas y calcáreas desgastadas. El tercer elemento es un conjunto de ejemplares frescos, de especies calcáreas de aguas llanas. La fauna planctónica autóctona pertenece al grupo de la zona de Globorotalia fohsi fohsi. Con base a la fauna presente, la edad del Miembro Chapapotal es Mioceno medio, ubicándose en la zona de Globorotalia fohsi fohsi. LAMB y SULEK (1965) correlacionan el Miembro Chapapotal de la Formación Carapita, con los miembros Herrera y Retrench de la Formación Cipero de Trinidad. En el campo petrolífero de Jusepín, las arenas del Miembro Chapapotal tienen una importante producción de petróleo. INVÁLIDO CHAPARRAL, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. SELLIER DE CIVRIEUX (1951-b) publicó este nombre sin definición. El contexto permite deducir que corresponde a las capas de flysch de textura gruesa de la Formación Guárico. 258 INFORMAL CHARA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MARTÍN (1974, fide MENÉNDEZ, 1994) señaló a esta formación como integrante de la base de su Grupo Chiguao, y la considera equivalente a la Formación Caballape. MENÉNDEZ (1994) aceptó esta correlación y consideró a Chara como representante de la fase flysh en la evolución del cinturón de rocas verdes del Caroní. No existe descripción formal de esta unidad. INFORMAL CHARALLAVE, CONGLOMERADO DE MESOZOICO? Estado Miranda. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) introdujeron este nombre para designar un metaconglomerado de guijarros de cuarzo ahumado, cementado por cuarcita blanca de grano fino, expuesto 3 km al norte de Charallave en la antigua carretera CaracasCharallave, así como en dos cuerpos mayores al suroeste de Charallave, estado Miranda. (Hoja N° 6846, escala 1:100.000, Cartografía Nacional), al norte de Charallave, estado Miranda, que situaron en la base de su "Serie de Villa de Cura". Autores posteriores emplearon terminologías diferentes para designar la unidad, considerada como miembro superior de la Formación Las Mercedes (SMITH, 1952), infrayacente al Miembro Los Naranjos de la Formación Tucutunemo (MACLACHLAN et al., 1960), como unidad intermedia entre las formaciones Las Mercedes y Las Brisas (KONIGSMARK, 1965). SEIDERS (1965) empleó nuevamente el nombre de Conglomerado de Charallave, que excluyó de La Formación Las Mercedes y consideró como parte de sus "Rocas de Conoropa". MENÉNDEZ (1965) consideró la unidad como un conjunto de bloques alóctonos, suprayacente al Miembro Los Naranjos de la Formación Tucutunemo. BECK (1985, 1986) ubica esta unidad en su "Napa de Caucagua-El Tinaco", considerándola ubicada por encima a su Esquisto de la quebrada Curucujul, y discordantemente por debajo de la Formación Tucutunemo. La litología más distintiva es el metaconglomerado esquistoso con guijarros de cuarzo ahumado, con clara variación granulometría, donde los guijarros de cuarzo varían de algunos milímetros a cerca de un centímetro. Los clastos redondeados presentan cuarzo con bordes muy suturados, así como clastos de cuarcita de grano fino y estructuras miloníticas. El cemento se encuentra en pequeña proporción y está compuesto de cuarzo microcristalino suturado y una proporción variable de mica blanca, minerales opacos y clorita. En el sector La Magdalena - Sabaneta, BECK (1985, 1986) encuentra que la unidad está constituida por una serie de esquisto muy alterado, intercalado con niveles delgados de filita cuarcífera con 259 micas blancas, niveles de cuarcita y capas o lentes de uno a varios metros de espesor de metaconglomerado. En un afloramiento a 1,5 km al oeste de Sabaneta cerca del río Tuy, esta unidad está en contacto de falla con las rocas de la "Napa de Loma de Hierro", allí, BECK (1985, 1986) encuentra un conglomerado diferente al de otras localidades conteniendo elementos de una roca ígnea cataclástica con cuarzo y plagioclasa, esquisto con esfena y epidoto y cuarcita con mica blanca; mientras que en el cemento se determinó la presencia de almandino, lawsonita, paragonita y fengita. En términos generales la unidad se compone de una asociación de esquisto intercalado con cuarcita y meta conglomerado con guijarros de cuarzo ahumado. No se ha señalado espesor. Los dos cuerpos mayores cartografiados por SMITH (1952) son de aproximadamente 1 km2 cada uno y se encuentran a 5,1 km y 6,5 km, respectivamente, al suroeste de Charallave. BECK (1985, 1986) señala otros cuerpos cerca de Sabaneta, quebrada Cúa, mientras que SEIDERS (1965) lo reporta al este de Santa Lucía, hasta cerca de Caucagua, estado Miranda. Según BECK (1985, 1986) la unidad yace discordantemente por debajo de la Formación Tucutunemo, y por encima del esquisto de la quebrada Curucujul, a través de un contacto de naturaleza no definida, pero que interpreta como normal y transicional. Ha sido interpretado como de edad Triásico - Jurásico o preMesozoico por BECK (1985,1986). VÁLIDO CHEJENDÉ, MIEMBRO (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) Estado Trujillo. RENZ, (1959) subdividió la Formación La Luna en los estados Trujillo y Lara en tres miembros que designó (de más antiguo a más joven): Miembro La Aguada, Miembro Chejendé y Miembro Timbetes. El Miembro Chejendé tiene su localidad tipo en la carretera Chejendé-Mitón, estado Trujillo y consiste de unos 80 m de calizas concrecionarias de color gris oscuro a negro interestratificadas con lutitas y margas, menos resistentes que el resto de la formación. La presencia de Coilopoceras sp. y otros fósiles indica una edad entre el Cenomaniense superior y el Turoniense. Véase: LA LUNA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CHIGUAJE, FORMACIÓN, PAQUETE MARINO DE, ZONA MARINA DE, CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. GONZÁLEZ DE JUANA (1937 a, b) empleó los términos Paquete Marino y Zona marina de Chiguaje, MENCHER (1951) considera a la Formación Chiguaje, concordante sobre la 260 Formación Taparito y por debajo de la Formación Algodones; WEINGEIST (1956), emplea el término de Formación Chiguaje, para designar el Miembro Chiguaje de uso actual. Véanse: CHIGUAJE, MIEMBRO y CODORE, FORMACIÓN VÁLIDO CHIGUAJE, MIEMBRO (Formación Codore) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. Referencias: GONZÁLEZ DE JUANA (1937) mencionó el "paquete marino" de Chiguaje en la parte superior de la Formación La Vela. WEINGEIST (1956) describió la unidad con rango de formación, aunque en la descripción de la Formación Codore, indica que se emplea también como miembro de ésta, con localidad tipo cerca del río Urumaco o Codore. VALLENILLA (1961) utiliza el nombre de Miembro Chiguaje para la sección marina, superior, de la Formación La Vela. HUNTER (1976) estudia la fauna de foraminíferos de Chiguaje en su área tipo. REY (1990) estudia detalladamente la unidad. HAMBALEK et al. (1994) presentan un estudio palinológico del Miembro Chiguaje. REY (1990, 1994) propone restringir el nombre de Miembro Chiguaje a la Formación Codore e invalidar este término en la Formación La Vela. Localidad tipo: La localidad tipo del Miembro Chiguaje de la Formación Codore se encuentra en el cerro Chiguaje, a poca distancia al este del río Urumaco o Codore, al norte de la población de Urumaco, distrito Democracia, estado Falcón (Hoja N° 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: El Miembro Chiguaje tiene la misma extensión que la Formación Codore, desde el río Zazárida, al oeste, a la quebrada Boraure, al este (REY, 1990). Descripción litológica: Según REY (1990), el Miembro Chiguaje está compuesto esencialmente por arcillitas y limolitas calcáreas y fosilíferas, con algunas coquinas. En las secciones centrales (quebrada El Paují y río Mitare) hay también areniscas calcáreas de grano fino a medio, masivas o con estratificación cruzada, ocasionalmente con madrigueras. Las coquinas son más espesas (hasta 2 m) y frecuentes en la sección de la quebrada Boraure. La sedimentación del Miembro Chiguaje representa una corta invasión marina muy somera sobre la llanura aluvial previa. La línea de costa fue irregular, con la presencia de bahías en las regiones occidental y oriental, mientras que en la región central se desarrollaron pequeñas barras, con representación de facies de barrera y de laguna costera. La invasión marina de Chiguaje no llega a las cercanías de Coro, se reconoce solo hasta la quebrada Boraure. HAMBALEK et al. (1994) consideran que el Miembro Chiguaje se sedimentó en ambientes marinos de poca profundidad de la zona submareal, intramareal inferior a plataforma somera, cerca de la línea de costa. 261 Espesor: El espesor máximo de 72 m del Miembro Chiguaje se midió en el río Urumaco (REY, 1990). Relaciones de campo: El contacto inferior del Miembro Chiguaje es concordante con el Miembro El Jebe, ambos de la Formación Codore, y se coloca en la base de la primera arcillita fosilífera (río Urumaco), en la base de la primera arenisca fosilífera (quebrada El Paují y río Mitare) o en la base de la primera limolita fosilífera (quebrada Boraure) del Miembro Chiguaje (REY, 1990). El contacto superior no se observó en las secciones más occidentales, pero se supone concordante. En el río Mitare es concordante y se coloca en el tope de la última arenisca fosilífera, mientras que en la quebrada Boraure se sitúa en el tope de la última arcilita fosilífera del Miembro Chiguaje. Fósiles: De acuerdo con HUNTER (1976), las faunas del Miembro Chiguaje están dominadas por los géneros Ammonia y Buliminella. REY (1990) estudia los conjuntos de foraminíferos encontrando, que son poco diversos, dominados por bénticos, en las secciones occidentales. La sección del río Mitare es fosilífera solo en su base, de donde se recobró una asociación regularmente diversa, con elementos planctónicos determinantes de edad (Globorotalia margaritae y Globorotalia cf. miocenica) y algunas microfaunas retrabajadas. En la quebrada Boraure, al este, la sección es fosilífera en su totalidad, con asociaciones de diversidad moderada, dentro de las que se encontraron Globorotalia plesiotumida y Globigerina rubescens. REY (1990) reporta también la macrofauna de moluscos del miembro. HAMBALEK et al. (1994) estudian la palinología del miembro intermedio, encontrando palinomorfos marinos, además de polen y palinomorfos de agua dulce transportados. Edad: REY (1990) interpreta una edad Plioceno temprano a tardío (zonas de Globorotalia margaritae y Globorotalia miocenica) para el Miembro Chiguaje, de acuerdo a la presencia de foraminíferos planctónicos indicativos de esa edad. HAMBALEK et al. (1994) indican una edad Mioceno tardío a Plioceno para el Miembro Chiguaje, con base a palinomorfos indicativos de la parte superior de la Zona de Echitricolporites spinosus. Correlación: El Miembro Chiguaje representa un evento marino de carácter regional que puede ser correlacionado con un nivel rico en foraminíferos planctónicos en la Formación La Vela, situado en la parte superior de la unidad (REY, 1990). Véase: CODORE, FORMACIÓN INVÁLIDO CHIGUAJE, MIEMBRO (Formación La Vela) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. 262 GONZÁLEZ DE JUANA (1937) mencionó el "paquete marino" de Chiguaje en la parte superior de la Formación La Vela. WEINGEIST (1956) describió la unidad con rango de formación, aunque en la descripción de la Formación Codore, indica que se emplea también como miembro de esta, con localidad tipo cerca del río Urumaco o Codore. VALLENILLA (1961) utiliza el nombre de Miembro Chiguaje para la sección marina, superior, de la Formación La Vela. REY (1990; 1994) propone restringir el nombre de Miembro Chiguaje a la Formación Codore e invalidar este término en la Formación La Vela, debido a que representa una unidad distintiva dentro de la Formación Codore, mientras que es difícil diferenciarlo en la Formación La Vela y la localidad tipo reconocida está ubicada en el cerro Chiguaje, área donde aflora la Formación Codore. VÁLIDO CHIGUANA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno temprano) Estado Sucre. Referencias: BALDA (1960) introdujo este nombre para designar sedimentos expuestos cerca del poblado de Chiguana y los cuales describe como, arcillas arenosas, arcillas plásticas, lutitas plásticas y arenisca conglomerática mal cementada, con cantidades menores de yeso y una caliza coquinoide con Donax sp. No se designó localidad tipo específica y la unidad fue considerada informal en el LEV (1970). BERMÚDEZ (1966), realizó breves comentarios sobre la unidad. La formación es cartografiada y estudiada por MACSOTAY y CARABALLO (1976) quienes separan a la unidad del Pleistoceno temprano, de terrazas más jóvenes que habían sido incluidas en la base de la misma. Localidad tipo: MACSOTAY y CARABALLO (1976) proponen como holoestratotipo, la serie de cortes sucesivos de carretera, desde el cerro Las Varas, hasta un punto sobre la carretera Chiguana-Guacarapo, a 1 km al oeste de la bifurcación de Chiguana. Como área tipo se designó, la que se extiende desde la falla de Chiguana hasta la laguna de Campoma al este, que comprende el área total estudiada por BALDA (1960). Extensión geográfica: Aflora extensamente en las colinas bajas, situadas en el extremo sur-oriental de la península de Araya, entre Los Cachicatos, al noroeste, y Campoma, al sureste. Descripción litológica: MACSOTAY y CARABALLO (1976) subdividen la formación en dos miembros: el miembro inferior se caracteriza por una ritmita arcillo-limosa de color gris claro a intermedio, con inclusiones yesíferas y jarosíticas, que meteorizan a amarillo rojizo y rojo violáceo oscuro. Existen numerosas intercalaciones de yeso fibroso estratiforme. Esta ritmita se compone de un 71% de material en el rango de las arcillas, 27% en la fracción de los limos y 1.9% en la fracción de la arenas. Las estructuras sedimentarias consisten de laminación paralela, fallas de crecimiento, de desplome y deslizamientos de gravedad. El miembro superior de la Formación Chiguana, llamado Miembro Las Varas, se compone de capas de arenas cuarzosas a calcáreas, localmente 263 limolíticas y conglomeráticas, intercaladas con arcillas arenosas, con desarrollos locales de capas delgadas de yeso. El tope de la sección consta de arenas cuarzosas, con lentes de cantos y guijarros de ftanita y cuarzo, localmente micáceas, con cemento calcáreo, y con estratificación cruzada poco desarrollada. Hacia el oeste, el miembro se torna más carbonático, y aumentan de espesor las intercalaciones de arcillas arenosas de colores, de meteorización violeta y rojo oscuro, muy yesíferas. BALDA (1960), con base a la abundancia de Donax sp. en las coquinas, propuso un ambiente marino costero. MACSOTAY y CARABALLO (1976) sugieren un ambiente lacustre-costero para las lutitas yesíferas y jarosíticas (miembro inferior) y un ambiente marino somero para el Miembro Las Varas (miembro superior con Donax sp.). Espesor: BALDA (1960) estimó un espesor de 1200 m para el miembro lutáceo, mientras que MACSOTAY y CARABALLO (1976), le adjudican un espesor máximo de 400 m, considerando que los espesores mayores medidos estaban relacionados por los efectos producidos por deslizamientos subacuáticos. Del espesor total de 400 m, al Miembro Las Varas corresponden los 21.5 m superiores. Relaciones de campo: El contacto inferior es discordante sobre las rocas metamórficas de Araya y el superior se encuentra cubierto por un conglomerado asignado al Reciente. MACSOTAY y CARABALLO (1976) describen relación de transición con la Formación Coche, tanto en su base, como en su flanco septentrional. En su tope se halla en relación de discordancia erosional con las formaciones La Espuelita y Boca Chica. El conjunto descansa sobre las filitas de la Formación Tunapuy. Fósiles: BERMÚDEZ (en SCHUBERT, 1972, p 1.867) identificó las siguientes especies de foraminíferos en arcillas de esta formación a lo largo de la carretera Campoma-Chiguana: Amonia cf. catesbyana y Bulumina inflata que indican una posible edad Pliocena. MACSOTAY y CARABALLO (1976) publicaron e ilustraron una extensa fauna de moluscos, entre los que se destacan: Anadara (Larkinia) patricia (Sow), Ostrea vespertina venezuelana Weisbord, Corbula daphinii Maury, Calliostoma laticarinatum Guppy, Neritina virginea (Linne) y Melongena melongena. El bivalvo Anomalocardia brasiliensis (Gmelin). Edad: La edad de la fauna de los moluscos del Miembro Las Varas de la Formación Chiguana, es Pleistoceno temprano (MACSOTAY y CARABALLO, 1976). Esta edad, para toda la formación, es citada también por GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980). Correlación: BALDA (1960) sugirió su correlación con la Formación Cubagua, con base a criterios litológicos. BERMÚDEZ (1966) con base a la microfauna la correlacionó con las formaciones Cumaná y Güiria. MACSOTAY y CARABALLO (1976) con base a la macrofauna de moluscos indican una sedimentación contemporánea con las formaciones Güiria y Caigüire. INFORMAL 264 CHIGUAO, GRUPO PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MARTÍN (1974, fide MENÉNDEZ, 1994) incluyo en la parte inferior de esta unidad a la Formación Chara, constituida por una secuencia de flysch. Chara infrayace con suave discordancia angular a la Formación Maracapra, que ocupa la parte superior y está constituida por areniscas cuarzo- hematíticas intercaladas con limolita filítica de color rojo vino tinto y areniscas conglomeráticas. MARTÍN (op. cit.) correlaciona el Grupo Chiguao con el Grupo Botanamo. No existe descripción formal de esta unidad. VÁLIDO CHIMANA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Anzoátegui. Referencias: La referencia original es de HEDBERG y PYRE (1944). Posteriormente, ROD y MAYNC (1954) extendieron su definición al introducir los miembros Corral Viejo, Guácharo y Placeta, los cuales fueron invalidados por autores posteriores (ROSALES, 1959, 1960; SALVADOR, 1964) y por la CVET (1970), restringiendo su definición a la litología heterogénea entre las formaciones Querecual y El Cantil, por considerar que las unidades de ROD y MAYNC (op. cit.), fueron definidas con base a criterios cronoestratigráficos y no litológicos. GUILLAUME et al. (1972) restringen su utilización a las capas equivalentes al Miembro Corral Viejo de ROD y MAYNC (op. cit.). YORIS (1984, 1985a, 1988) propone la redefinición de la Formación Chimana y la divide en 5 miembros: Caripe, Corral Viejo, Caripito, Chimana Grande y Putucual, litológicamente separables de las formaciones Querecual y El Cantil. Localidad tipo: Extremo oriental de la isla de Chimana Grande (Puinare), al norte de Puerto La Cruz, en Anzoátegui septentrional (Hoja N° 7246, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Secciones de referencia han sido propuestas por YORIS (1988), para los miembros que la conforman al sur y este de la serranía del Interior (estados Monagas y Sucre): flanco noroeste del anticlinal de cerro Grande, al sur de Caripe (miembros Caripe y Corral Viejo); carretera San Agustín-La Cueva, Caripe (Miembro Caripe); Valle Solo, ribera norte del río Caripito, al oeste de la población de Caripito (Miembro Caripito); río Putucual, al norte del valle del río San Juan (miembros Chimana Grande y Putucual). Extensión geográfica: La Formación Chimana ha sido reconocida en toda la serranía del Interior y las islas frente a Puerto La Cruz. En el subsuelo, ha sido reportada hasta una línea casi este-oeste, entre Anaco y el área mayor de Santa Bárbara (HAY y AYMARD, op. cit.). Descripción litológica: La definición original de HEDBERG y PYRE (op. cit.) se empleó para el desarrollo predominantemente lutítico, ubicado entre las formaciones El Cantil y Querecual en su área tipo, y posteriormente, se extendió a la litología heterogénea 265 comprendida entre ambas unidades en Venezuela nororiental. HAY y AYMARD (1977) reportan en el subsuelo, al norte y noreste de Anaco (Anzoátegui septentrional) areniscas masivas de grano fino a muy fino, color gris y calcáreas; calizas delgadas y conchíferas y lutitas gris oscuro, calcáreas y arenosas. YORIS (1984, 1985a) la describe como una serie de cambios verticales y laterales de facies que, los cuales, constituyen unidades litoestratigráficas diferenciables entre sí, separables litológicamente de las formaciones Querecual y El Cantil. YORIS (1985a, 1988) asigna los siguientes ambientes predominio de plataforma externa (miembros Caripe y Corral Viejo), predominio de facies de talud superior (Miembro Chimana Grande), predominio de facies de pie de talud, con eventos turbidíticos (miembros Caripito y Putucual). YORIS (1985b, 1985c, 1986), asigna una procedencia con tendencias de bloque Continental (interior de Cratón) y orogenia reciclada (posible), para areniscas del Miembro Caripito, la composición de las areniscas y la distribución regional de ambientes en la Formación Chimana, hacen correlacionar el evento de aporte de clásticos del cratón, hacia la plataforma durante el Albiense, con el inicio de la subducción en la cuenca de Altamira (NAVARRO et al., 1987). Espesor: En su sección tipo, HEDBERG y PYRE (op. cit.) señalan unos 120 m, ROSALES (1959) reporta 114 m entre el río Manzanares y el sur de Cumanacoa, 35 m entre la quebrada La Arena y el este de Bergantín y más de 230 m en el área de Cumanacoa. CVET (op. cit.) indica que el espesor máximo de la formación se estima en unos 800 m GUILLAUME et al. (op. cit.) indican un espesor máximo en el cerro El Algarrobo, al noroeste de Aragua de Maturín, de 225 m; en la isla de Chimana Grande (Puinare), señalan no menos de 260 m, complicado por fallamiento. En el subsuelo de Anzoátegui, HAY y AYMARD (op. cit.) indican un espesor promedio de 213 m. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), mencionan 270 m en el río Neverí, estado Anzoátegui. MACSOTAY et al. (op. cit.) señalan espesores entre 50 y 225 m, en el Dominio del Archipiélago Guaiquerí-Manare, frente a Puerto La Cruz. YORIS (1985a, 1988) reporta 274 m en el flanco noroeste del anticlinal de cerro Grande, 395 m al sur de río Caripito, en la cuenca del río Azagua y 535 m en el río Putucual, al norte del valle del río San Juan. Relaciones de campo: Según YORIS (1985a.1988) el contacto basal es concordante y transicional con la Formación El Cantil, y sugiere que la parte superior de esta formación es equivalente lateral, en parte, al Miembro Caripe de la Formación Chimana y que el contacto superior es concordante y transicional, aunque diversos autores han sugerido un hiato e incluso erosión sub aérea antes de la sedimentación de la Formación Querecual, en algunos lugares de la serranía (ROD y MAYNC, op. cit; GUILLAUME et al., op. cit.). Fósiles: ROD y MAYNC (op. cit.) publicaron la siguiente fauna perteneciente a la parte superior de su Formación Chimana Ammobaculites Anomalina sp., Cibicides sp. Cristellaria ex gr gaultina Berthelin, Globigerina cretacea d' Orbigay, Gyroidina sp., Haplophragmoides sp., Neabulimina minima Tappan, Palmula sp., Saracenaria sp. y fragmentos indeterminados de belemnites, ostrácodos, peces. etc.; entre los ammonites reportados por estos autores para la unidad, están los géneros Dufrenoya, Megatyloceras, 266 Hypacanthohoplites, Oxytropidoceras, Beudenticeras, Lyelliceras y Puzosia GUILLAUME et al. (op. cit.) indican que los ammonites de la Formación Chimana, son característicos de las zonas de Douvilleiceras mammillatum y Hoplites dentatus; los foraminíferos pertenecen a las zonas de Neobulimina subcretácica y Praeglobotruncana planispira. MACSOTAY et al. (1986) reportan en la isla de La Borracha belemnites (Goniotheutis sp. y Cylindrotheutis sp.), ammonites indeterminados Haustator vibrayi. FURRER (en YORIS, 1985a) identifica fósiles procedentes de la serranía del Interior, pertenecientes a los distintos miembros de la unidad, entre los que se mencionan Hedbergella sp., Textularia sp., Quinqueloculina sp., Dictyoconus sp., Haplophragmoides sp., fragmentos de moluscos, equinoides y ostracodos (Miembro Caripe); Lenticulina sp., Ticinella sp., Cibicides sp., Trochammina sp., etc. (Miembro Corral Viejo); Heterohelix sp., Shackoina sp., Clavihedbergella sp., Lenticulina sp., etc. (Miembro Chimana Grande); fragmentos indeterminados de moluscos, equinoides y briozoarios, foraminíferos indeterminados (Miembro Caripito); Lenticulina sp., Hedbergella sp., Heterohelix sp., psammosiphonella sp., Globotruncana sp., Aricularia sp., fragmentos de corales, algas, moluscos y equinoides, espinas de esponjas, radiolarios (Miembro Putucual). Edad: El rango máximo de edad, al asimilar las formaciones Majagual, Boquerón y Valle Grande de ROD y MAYNC (op. cit.), quedó en Aptiense tardío-Cenomaniense temprano, para el CVET (op. cit.), GUILLAUME et al. (op. cit.) al separar su Formación Valle Grande, restringen la edad de la primera al Albiense, en base a las zonas de ammonites: Douvilleiceras mammillatum y Hoplites dentatus, y a las zonas de foraminíferos: Neobulimina subcretacea y Praeglobotruncana planispira; el rango de edad de estos autores abarca el Albiense temprano al tardío. MACSOTAY et al. (op. cit.) señalan que la edad de moluscos cosmopolitas presentes en la unidad, refuerzan la zonación de ammonites y foraminíferos de autores anteriores GUILLAUME et al., (op. cit.), RENZ (1982). YORIS (1985, 1988), se inclina también por una edad restringida al Albiense para la Formación Chimana, y reporta la presencia de Ticinella sp. en el tercio inferior de la Formación Querecual de la región de Caripe, lo cual refuerza, incluso, la extensión de la edad de la Formación Querecual, al Albiense tardío superior. Correlación: La parte basal de la Formación Chimana (miembros Caripe y Chimana Grande) se correlaciona parcialmente, en edad y litología con la parte superior de la Formación El Cantil (Miembro Punceres). La parte superior (miembros Corral Viejo y Putucual), es equivalente en parte, a la porción inferior de la Formación Querecual, con interdigitación de ambientes. Hacia el occidente, la Formación Chimana es correlativa en edad, con la parte superior del Grupo Cogollo (Zulia). Sinonimia: Capas de Bergantín, en el sentido definido por HUMBOLDT (1925), KARSTEN (1850), SIEVERS (1896), MAURY (1925) y HEDBERG (1937a). Formación Bergantín de DUSENBURY y WOLCOTT (1949); formaciones Boquerón, Majagual y Valle Grande, en el sentido definido por ROD y MAYNC (op. cit.). La Formación Valle Grande de GUILLAUME et al. (op. cit.), se relaciona más a variaciones laterales de su Formación García, que a la Formación Chimana, como fuese definida por ellos y autores posteriores. Formación Cutacual en el sentido definido por METZ (1965a, 1965b, 1968). 267 Véanse: CARIPE, MIEMBRO; CORRAL VIEJO, MIEMBRO; CHIMANA GRANDE, MIEMBRO; CARIPITO, MIEMBRO y PUTUCUAL, MIEMBRO. VÁLIDO CHIMANA GRANDE, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Sucre. Este término fue utilizado por YORIS (1985), para designar la parte inferior del Formación Chimana que aflora en la región del río Putucual, al este de Casanay, y por su litología, corresponde al concepto original con que fuese definida la Formación Chimana, en la isla de Chimana Grande, por HEDBERG y PYRE (1944). Su sección tipo fue propuesta por YORIS (1985, 1988) en la sección que corta el río Putucual. La litología que lo caracteriza, es predominantemente lutítica-margosa glauconítica, con intercalaciones de calizas oscuras microfosilíferas. Infrayace concordantemente al Miembro Putucual en la misma región, y puede ser lateralmente equivalente en edad, a la parte superior de la Formación El Cantil, de otras zonas al sur de la serranía del Interior, y a la parte inferior de la Formación Chimana (Miembro Caripe). Su extensión hacia el este de la región tipo, aún no ha sido estudiada. Es posible que esta unidad corresponda a la parte inferior de la Formación Cutacual de METZ (1965), la cual YORIS (1985, 1988), propuso desechar como término formal, por ser un sinónimo innecesario de la Formación Chimana en esta región. La edad del Miembro Chimana Grande se estima en Albiense temprano, por su correlación directa con las facies de la Formación Chimana, en la serranía del Interior y por su posición estratigráfica infrayaciendo al Miembro Putucual, perteneciente también a la misma formación. YORIS (1995a 1988) reporta 200 m de espesor en el río Putucual, al norte del valle del río San Juan. Véase: CHIMANA, FORMACIÓN. VÁLIDO CHOFFATELLA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Aptiense) Estado Sucre. Este nombre fue utilizado sin definición por SMITH (1951); posteriormente la Zona de Choffatella fue propuesta y descrita formalmente por MAYNC (en ROD y MAYNC, 1954) quien la muestra como restringida en Venezuela al Aptiense, a pesar de que en la misma ilustración indica la extensión de la especie Choffatella decipiens Schlumberger hasta el Albiense inferior. 268 Choffatella decipiens parece ser un excelente fósil índice en Venezuela. En la serranía del Interior en los estados Sucre, Anzoátegui y Monagas se reconoce en las partes superior de la Formación Barranquín e inferior de la Formación El Cantil (Formación Borracha de ROD y MAYNC). Se ha identificado en rocas metamórficas de la península de Paria (Formación Güinimita) (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1965) En el occidente del país, se reconoce en la parte inferior de la Formación Apón. INFORMAL CHORONÍ, GNEIS GRANÍTICO DE PALEOZOICO? Estado Aragua. RODRÍGUEZ (1972) presenta un mapa geológico donde cartografía su "Granito de Rancho Grande", pero no lo describe. SANTAMARÍA y SCHUBER T (1974) realizan algunas determinaciones de edades K/Ar y lo denominan como "Granito de Choroní". KOHN et al. (1984) presentan varias determinaciones de edad por huellas de fisión. BECK (1985, 1986) Y OSTOS (1990) lo mencionan brevemente denominándolo igualmente "Granito de Choroní". NOVOA y RODRÍGUEZ (1990) presentan un estudio detallado de esta unidad en la parte aflorante al sur de la fila Maestra de la cordillera de La Costa al norte de Maracay, sugiriendo denominarlo "Gneis Granítico de Choroní". AVE LALLEMANT et al. (1993) lo mencionan en su resumen sobre la estructura de la cordillera de La Costa. La localidad tipo no se ha definido con exactitud, pero NOVOA y RODRÍGUEZ (1990) mencionan que los mejores afloramientos se encuentran en el cerro Choroní, en la carretera El Castaño - Choroní, estado Aragua. (Hoja N° 6647, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). BECK (1985) lo describe como homogéneo, de grano grueso y deformado con una foliación visible, petrográficamente indica una composición de cuarzo (cerca del 40%), feldespato K (35-40%), plagioclasa determinada como albita, biotita marrón fuertemente cloritizada, así como biotita verde y marrón verde, mica blanca, epidoto, pequeños granates, esfena y trazas de posible anfibol marrón. NOVOA y RODRÍGUEZ (1990) encuentran dentro de esta unidad una serie de gneises que se diferencian por las proporciones relativas entre los feldespatos, cuarzo y micas, considerándose como un gneis de grano medio, granoblástico, foliación poco desarrollada, con numerosas vetas de cuarzo en ocasiones plegadas. El tipo de gneis principal (feldespático cuarcífero micáceo) presenta feldespato potásico con marcada textura pertítica, macla do tipo carlsbad y el enrejado típico del microclino; la plagioclasa (andesina) está usualmente alterada a sericita y epidoto, algunos granos presentan esta alteración en el centro, con bordes limpios, representando una textura zonada; la biotita es moderadamente pleocroica, de color pardo oscuro a marrón, ocasionalmente transformada a clorita; además hay cantidades menores de granate, epidoto, esfena, apatito, hematita, leucoxeno y magnetita. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) presentan algunos análisis químicos de roca total y algunos elementos trazas, encontrando que corresponden a una asociación calcoalcalina, al igual que el Granito de Guaremal. 269 El cuerpo se extiende por unos 35 km de largo en una orientación aproximadamente este oeste, por unos 5 km de ancho (RODRÍGUEZ, 1972). Los contactos se presentan como abruptos y concordantes con las rocas del Esquisto de San Julián que lo circundan (Unidad de esquisto cuarzo micáceo de NOVOA y RODRÍGUEZ, 1990), si bien en algunos sectores el contacto es a través de fallas de ángulo alto transcurrentes dextrales (BECK, 1985 1986; NOVOA y RODRÍGUEZ, 1990). SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) presentan dos edades K/Ar de biotita (30,0 ± 1,9 y 30,0 ± 1,8 Ma), mientras que KOHN et al. (1984) determinaron cuatro edades por huellas de fisión en apatito con un intervalo de 17,5-4,1 Ma, y una edad de 126 ± 15 Ma en esfena. Estas cifras representan edades de estadios sucesivos de la historia metamórfica y del levantamiento de cuerpo, pero al no haberse obtenido ninguna isocrona de Rb/Sr de roca total, se desconoce la edad de la cristalización de este cuerpo. Se presume una tentativa edad pre-Mesozoica al igual que los otros cuerpos graníticos de la cordillera de La Costa. Se ha correlacionado con el Granito de Guaremal. BECK (1985, 1986) señala que esta unidad es muy semejante a su Granito de El Limón, aflorante al norte de la Colonia Tovar, estado Aragua. Por sinonimia se ha correlacionado con los granitos de Rancho Grande. INFORMAL CHUPARIPAL, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. Originalmente llamada Formación Barranquín por GONZÁLEZ DE JUANA (1965) y METZ (1968). ROD y MAYNC (1954) la atribuyeron a su Formación Borracha Superior, y al Miembro Placeta de la Formación El Cantil. GUILLAUME et al. (1972) la atribuyen a la Formación Taguarumo, y BLADIER (1977) la consideró como parte de la Formación Güinimita. Citada como Miembro Chuparipal de la Formación Barranquín, por MACSOTAY et al. (1985), ha sido ascendida a rango de formación, por MACSOTAY y ALVAREZ (1987). La localidad tipo está ubicada en los afloramientos en la quebrada Antonio Díaz, vertiente septentrional del cerro La Pica, a 6 km al oeste de la población de El Pilar, estado Sucre (Hoja N° 7447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La formación aflora extensamente en el flanco norte del cerro La Pica, al oeste de El Pilar. Aflora también en el curso inferior del río Carinicuao (METZ, 1968) y en los cortes de la carretera muelle Cariaco-Caripe. Estos afloramientos discontinuos, se hallan a lo largo de una faja de 55 km en sentido este-oeste, en la región central del estado Sucre (MACSOTAY y ALVAREZ, 1987). La Formación Chuparipal está compuesta mayormente por calizas gris claro, con abundantes rudistas, intercaladas con lutitas limosas gris verdoso, en capas delgadas. De base a tope, la formación presenta un miembro inferior compuesto de calizas esparitizadas, macizas, marlitas arriñonadas, gris oscuro, seguidas de capas métricas de calizas fosilíferas, de un espesor aproximado de 90 m. El miembro medio está compuesto de lutitas limosas, micáceas, gris oscuro, intercaladas con cuarzo, arenitas de grano fino y de color marrón, de 270 unos 30 m de espesor. En este miembro, se hallan capas submétricas de calizas pseudoolíticas, muy ricas en foraminíferos bentónicos. El miembro superior consiste en calizas macizas plurimétricas, muy fosilíferas, cuya secuencia monótona termina en una alternancia de limolitas negras, intercaladas con marlitas fosilíferas, con bivalvos grandes, de color gris oscuro. El miembro superior mide más de 100 m de espesor (MACSOTAY y ALVAREZ, op. cit.). Las secuencias carbonáticas presentan superficies condensadas (hard grounds) en el tope. MACSOTAY y ALVAREZ (op. cit.) miden un espesor de 250 m en la sección tipo. METZ (1968) midió 280 m en el río Carinicuao en el estado Sucre. La Formación Chuparipal fue atribuida a la facies Urgoniana, lo cual implica un ambiente de depositación de banco calcáreo de plataforma externa. Esta litofacies forma parte de un tipo de sedimentación presente sobre los márgenes del océano Tethys, durante el Cretácico inferior (MACSOTAY et al., 1997). Son características las calizas macizas, con bancos de rudistas in situ, formando horizontes de gran extensión lateral y uniformidad litológica notable. La Formación Chuparipal se encuentra en relación de falla de corrimiento, tanto en su base como en su tope. Se halla sobrecorrida por filitas y esquistos de la Formación Tunapuy. En el área tipo, a su vez, la Formación Chuparipal sobrecorre a la Formación Los Arroyos, al Miembro Mundo Nuevo de la Formación Barranquín y secuencias de mármoles escamados de la Formación Tunapuy (MACSOTAY y ALVAREZ, 1987). En el río Carínicuao, la formación sobrecorre a la Formación Chimana (METZ, 1968). Lateralmente, la formación se halla delimitada por fallas transcurrentes de componente vertical (MACSOTAY y ALVAREZ, 1987). Los fósiles más característicos de la formación son: abundantes rudistas in situ exogíridos, y gasterópodos. Se reconocen Matheronia sp., Requienis Ammonia (d' Orbigny) y Aetostreos subsinuata (Leymerie) en el miembro inferior. En el miembro superior, las especies dominantes son los rudistas Amphitriscoelus waringi HARRIS amp; HODSON, Pachytraga cf. paradoxa (Pictet y Campiche), y Caprina Plumensis HARRIS; HODSON. El tramo margoso superior se destaca por sus ejemplares de hasta 20 cm de diámetro de Aetostreon latissimus (Lamarck) (MACSOTAY y ALVAREZ, 1987). METZ (1969) y GUILLAUME et al., (1972) citan Choffatella decipiens Schlumberger de las calizas de esta formación del río Carinicuao. La edad basada en rudistas y exogíridos, se extiende, desde el Hauteriviense superior, hasta la base del Aptiense inferior (MACSOTAY y ALVAREZ, op. cit.). Los abundantes foraminíferos bentónicos no fueron diagnósticos de edad. La formación se correlaciona con los miembros Morro Blanco y Picuda de la Formación Barranquín, y la Formación Taguarumo, que también afloran en el estado Sucre. En Trinidad, la Formación Cuche es correlativa. INVÁLIDO CHURUGUARA, CAPAS DE CENOZOICO. (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. 271 Este nombre informal empleado por SENN (1935) designa la Formación Churuguara de uso actual. Véase: CHURUGUARA, FORMACIÓN VÁLIDO CHURUGUARA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno temprano-Mioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: El nombre aparece por primera vez en GORTER y VAN DER VLERK (1932), pero la descripción original la publicó SENN (1935) con el nombre de Capas de Churuguara ("Churuguara-Schichten"), considerándola como la parte superior de su Formación Agua Negra. LIDDLE (1946) la eleva a la categoría de formación y WHEELER (1960; 1963) la separa del Grupo Agua Negra, por considerar que pertenece a un ciclo sedimentario distinto al de las formaciones inferiores del grupo. DÍAZ DE GAMERO (1977) estudia sus relaciones con las unidades del centro de la cuenca de Falcón. ESCALONA et al. (1978) hacen un estudio de las facies carbonáticas de la formación, complementado con un atlas de las microfacies en TRUSKOWSKI et al. (1985). Localidad tipo: Según SENN (1935) se encuentra en los flancos del anticlinal de Buena Vista, a lo largo del antiguo camino real entre Piedra Grande y Baragua, mencionando como buenas localidades de afloramiento a la región de Churuguara y cerro de Los Indios. WHEELER (1960), al considerar esta unidad separada del Grupo Agua Negra, especifica que la mejor sección individual se encuentra en la quebrada Mamoncito, en el flanco sur del anticlinal de Buena Vista y posteriormente, WHEELER (1963) formaliza esta sección como tipo y menciona secciones de referencia en la vieja carretera Falcón-Lara, entre los cerros Los Indios y Bereboro (Hoja N° 6247, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Churuguara aflora extensamente en el flanco sur de la cuenca de Falcón y se reconoce hacia el oeste hasta la quebrada Mamoncito y, hacia el este, hasta mas allá de la población de Churuguara (WHEELER, 1960). Descripción litológica: Según WHEELER (1960), la Formación Churuguara está compuesta por una serie variable de intercalaciones de calizas limosas que gradan a areniscas calcáreas, calizas arrecifales masivas, calizas arcillosas fosilíferas delgadas, areniscas de varios tipos, areniscas glauconíticas, limolitas micáceas moderadamente consolidadas y lutitas limolíticas. En la quebrada Mamoncito las lutitas forman aproximadamente el 60% de la formación, pero son las capas resistentes las que la caracterizan. En la base de la formación existe un distintivo intervalo de arenisca "sal y pimienta" muy semejante al de la unidad inferior de la Formación El Paraíso. El tipo litológico más abundante dentro de la Formación Churuguara es el de calizas arenosas fosilíferas, que gradan a areniscas calcáreas, con nódulos ferruginosos, de color gris oscuro y que meteorizan a marrón, de hasta 3 m de espesor. El segundo tipo litológico en 272 importancia es el de calizas bioclásticas masivas, de color gris azulado, con espesores que varían muy rápidamente, hasta de 30 m o más. Esta litología es común en la parte media e inferior de la formación y está restringida a la parte oriental de la misma, al este de la localidad tipo. Las areniscas más comunes son de grano medio a grueso, gris claro, limpias y porosas. Son raras al este de la localidad tipo, pero abundan en esta y al oeste de la misma. Las areniscas glauconíticas están compuestas de gruesos granos de glauconita embebidos en una matriz de arcilla ferruginosa y parecen restringidas a la región cercana a Churuguara. DÍAZ DE GAMERO (1977), reconoce, de sur a norte, las siguientes variaciones: una faja arenoso-lutítico-calcárea, que puede subdividirse de abajo hacia arriba en a) arenisca "sal y pimienta", b) arenisca glauconítica, c) intercalación de lutitas y calizas, d) arenisca cuarcítica; una faja septentrional arrecifal, en donde la base de la formación está representada por una litología semejante a la de la Formación El Paraíso, con areniscas, conglomerados de guijarros blancos y negros y capitas de carbón. ESCALONA et al. (1978) estudiaron las facies carbonáticas de las calizas en el área de Churuguara, identificando las facies correspondientes a ambientes de talud (plataforma marginal y pendiente frontal), ambiente de construcción orgánica, ambiente somero en aguas agitadas y ambiente de plataforma lagunal con circulación abierta. Espesor: WHEELER (1960) indica un espesor de 1215 m en la quebrada Mamoncito, mencionando que la unidad se hace más delgada hacia el sur y más gruesa hacia el norte y oeste. Relaciones de campo: De acuerdo a WHEELER (1963), el contacto de la Formación Churuguara con la Formación Jarillal, infrayacente, es concordante, al igual que su contacto con la Formación Agua Clara, suprayacente. Según DÍAZ DE GAMERO (1977), el contacto inferior es concordante al norte con la Formación El Paraíso. WHEELER (1960, 1963) afirma que el cambio lateral de facies de la Formación Churuguara a la Formación Castillo puede ser seguido en el campo, estableciéndose arbitrariamente la división entre ambas formaciones al oeste de la quebrada Mamoncito. El mismo autor indica que, hacia el sur y sureste la formación pasa a la Formación Casupal y hacia el norte la parte media de la Churuguara se interdigita con la Formación Pecaya. DÍAZ DE GAMERO (1977) indica que, a lo largo del límite septentrional de la Formación Churuguara, la edad del contacto Pecaya-Churuguara es muy variable, de acuerdo con el nivel a que esté expuesta la interdigitación entre ambas unidades. Fósiles: Según WHEELER (1963), en la quebrada Mamoncito, a 80 -120 m de la base de la formación, se encuentran los siguientes foraminíferos diagnósticos: Globigerina ciperoensis, Globorotalia opima opima, Uvigerina adelinensis, U. sparsicostata. En los siguientes 600 m de espesor, los foraminíferos grandes son abundantes, entre ellos: Operculinoides panamensis, O. antiguensis, O. semmesi, O. antiguensis, Miogypsina hawkinsi, Heterostegina antillea. Entre los moluscos de este nivel se encuentran: Turritella montañitensis olcotti, T. filacarmenensis. No se encontró fauna diagnóstica en los siguientes 325 m y en los 169 m superiores, hay foraminíferos como Textularia falconensis y moluscos: Turritella zuliana, T. montañitensis, Anadarca (Cunearca) zuliana 273 maracaibensis, Semele quirosana, Pecten antiguensis churuguarensis. De otras localidades reporta el mismo autor los siguientes foraminíferos grandes: Heterostegina panamensis, Operculinoides bullbrooki, Lepidocyclina (L.) mantelli, Lepidocyclina (Eulepidina) favosa, L. (E.) gigas, L. (E.) undosa. TRUSKOWSKI, et al. (1985) ilustran las microfacies de las calizas del área de Churuguara, con los siguientes foraminíferos grandes: Nummulites sp., Lepidocyclina sp., Isolepidina sp., Amphistegina sp., Nephrolepidina sp., Eulepidina sp., Miogypsina sp., Rotalia aff. mexicana, Heterostegina sp., además de algas calcáreas rojas, corales, equinodermos y otros foraminíferos. Edad: Según WHEELER (1963), la Formación Churuguara es de edad Oligoceno temprano a medio cerca de la base, Oligoceno medio a tardío en la parte media y Mioceno temprano en el tope. DÍAZ DE GAMERO (1977) la considera, así mismo, Oligoceno temprano a Mioceno temprano. Correlación: De acuerdo a WHEELER (1963), la Formación Churuguara se correlaciona con la Formación Castillo de Falcón occidental y la Formación Casupal de Falcón surcentral, así como con las formaciones El Paraíso y Pecaya del centro de la cuenca y, posiblemente, con la parte inferior de la Formación Agua Clara. Según DÍAZ DE GAMERO (1985b), la Formación Churuguara se correlacionaría con la Formación Guacharaca con la parte inferior de la Formación San Lorenzo de Falcón oriental y con la mayor parte del complejo arrecifal constituido por la Formación San Luis y sus equivalentes, formaciones Patiecitos y Guarabal. INFORMAL CHURUGUARITA, CALIZAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. GARNER (1926) emplea este nombre para designar las calizas del Eoceno tardío que forman cerros conspicuos en Zulia nororiental. Autores posteriores, en particular SUTTON (1946), emplean el término de Formación Churuguarita para designar las calizas y lutitas asociadas. Según STAINFORTH (1964) y GUEVARA (1967) las lutitas pertenecen a las formaciones Jarillal y La Victoria y las calizas de Churuguarita constituyen un miembro local de la Formación Jarillal Véase: JARILLAL, FORMACIÓN. INVÁLIDO CHURUGUARITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia 274 Este nombre lo emplea SUTTON (1946) para designar una secuencia de lutitas y calizas en la región de Churuguarita, estado Zulia; en este sentido es sinónimo de la Formación Agua Negra de SENN (1935), posteriormente elevada a rango de grupo. Véase: CHURUGUARITA, CALIZAS DE INVÁLIDO "CHURUGUARITO", FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Zulia. Esta es ortografía errónea de Churuguarita, empleada por BLASER y DUSENBURY (1960) en un cuadro de correlación. Véase: CHURUGUARITA, FORMACIÓN VÁLIDO CHUSPITA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Miranda. Referencias: SEIDERS (1965) introduce este nombre para designar una secuencia de metarenisca conglomerática y metagrauvaca, con fílita y mármol oscuro, que afloran en la parte central del estado Miranda, considerándola como la unidad superior del Grupo de Caracas. ASUAJE (1972) cartografía la unidad hacia el este y encuentra una localidad con amonites, que son estudiados posteriormente por MACSOTAY (1972). BECK (1986) la describe en la zona de Paracotos - La Victoria, estados Miranda y Aragua. Localidad tipo: Río Chuspita, a unos 10 km al noroeste de Caucagua, distrito Zamora, estado Miranda. (Hoja N° 6947, escala 1:100-000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Los afloramientos de esta formación ocupan una faja de orientación este-oeste de unos 37 km. de largo por 3 a 8 km. de ancho, en la parte centro-oriental del estado Miranda. Se puede observar en el río Chuspita, quebradas Onoto, Morocopo y Orusa y cortes en la carretera Guatire-Caucagua. BECK (1986) la cartografía como una franja continua entre Paracotos y La Victoria, con buenos afloramientos en los taludes de la autopista Regional del Centro (Caracas-Valencia). Descripción litológica: La Formación Chuspita consiste de metarenisca pura, que constituye el 45% de la unidad, con filita oscura (50%) y mármol (5%). Las metareniscas son de color gris claro a gris oscuro, localmente grafitosa y micácea, pero cuyo constituyente principal es el cuarzo, con cantidad mucho menor de feldespato. En algunas 275 muestras se encuentra abundante muscovita y clorita. Presentan estratificación gradada, principalmente en las capas de menos de 1 m de espesor, mientras que en las capas más gruesas, se hacen conglomeráticas con fragmentos líticos como guijarros y peñas de hasta 25 cm de diámetro, constituidos por filita, mármol y metarenisca calcárea. La filita de color gris oscuro es calcárea y grafitosa. El mármol (calcítico) se presenta en dos tipos: uno de tipo litográfico formando capas delgadas de color gris oscuro a negro, con vetas de calcita, mientras que el otro tipo es argiláceo. La foliación del mármol oscurece la estratificación original. Además del mármol calcítico se observan mármoles dolomíticos de color negro, grafítoso y finamente cristalinos, formando capas delgadas y cortados por vetas de cuarzo y calcita. La Formación Chuspita representa condiciones sedimentarias de plataforma continental poco profunda (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Las filitas con su contenido de amonites, corresponden a una sedimentación lenta en aguas relativamente tranquilas, mientras que la metarenisca y metarenisca conglomerática, indicarían episodios de corrientes de turbidez y deslizamientos submarinos, como lo sugiere la presencia de fragmentos líticos relativamente grandes. Espesor: No es mencionado por los autores que la han estudiado. Relaciones de campo: El contacto meridional, es de falla con La Formación Las Mercedes. Igualmente el contacto septentrional, es de falla con la Formación Urape, aunque SEIDERS (1965) sugiere la posibilidad de "una gran discordancia no angular" entre ambas formaciones. Fósiles: ASUAJE (1969) localiza en el cauce medio de la quebrada Fofa, un afloramiento con fauna de amonites desenrollados, los cuales fueron identificados por MACSOTAY (1972), como Hamites sp., Hemiptychoceras gaultinum, Idiohamites sp. y Pseudohelicoceras sp. Edad: La fauna de amonites indica una edad Cretácico temprano (Albiense tardío) (MACSOTAY, 1972). Correlación: Con base al contenido faunal, MACSOTAY (1972) la correlaciona con la Formación Carorita, del estado Lara y con la Formación Güinimita, de la península de Paria. INFORMAL CIBICIDES, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. HOFFMEISTER (1938-a,b) publicó este nombre para designar la parte superior, inadecuadamente definida, de su Zona de Microdrillia, la superior de las dos zonas establecidas por este autor a base de macrofósiles en la Formación La Rosa, en los campos costaneros del distrito Bolívar, estado Zulia. 276 Véase: MICRODRILLIA, ZONA DE. INVÁLIDO CIBICIDES KUGLERI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta zona, mencionada sin definición por CUSHMAN y RENZ (1948), equivale a su Piso Araguatiense, constituido por las zonas de Globorotalia fohsi y Valvulineria herricki. Véase: ARAGUATIENSE, PISO. VÁLIDO CICAPRA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: MENÉNDEZ (1968), introduce el término Formación Cicapra para designar una unidad, compuesta esencialmente por rocas volcaniclásticas de composición básica, que suprayace a la Formación El Callao, con la cual constituye el Grupo Carichapo, e infrayace en contacto transicional a la Formación Yuruari. MENÉNDEZ (1994) define la tendencia de cristalización comatiítica-toleítica de las volcánicas de la unidad. Localidad tipo: Río Yuruari; sector comprendido entre un punto situado a 500 m de distancia al este del paso Morichito y otro a un kilómetro al este de la quebrada Cicapra, municipio autónomo Roscio del estado Bolívar. (Hoja N° 7738, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aparentemente está restringida a la parte oeste del cinturón de rocas verdes de Guasipati (MENÉNDEZ 1994), ya que no ha sido identificada todavía en otra localidad. Alcanza su mejor desarrollo en la sección tipo, y al sureste del pueblo La Pastora, se reconoce al norte de Guasipati (en las proximidades de los cuerpos graníticos); se acuñan hacia el sur sureste; no afloran en los alrededores de El Callao. Descripción litológica: Según MENÉNDEZ (1968; 1994), tiene una litología distintiva de esquistos anfibólicos (80%) derivados de brechas y tobas de composición basálticocomatiítica, y de lodolitas, areniscas y conglomerados grauváquico-volcánicos, muy pobres en cuarzo. Los conglomerados y las brechas son usualmente de estratificación espesa y están constituidos de fragmentos de lavas máficas y ultramáficas con afinidades comatiíticas, en una matriz rica en blastocristales de anfibol aparentemente pseudomorfos de piroxeno. Las limolitas y areniscas son de estratificación delgada. Localmente se 277 intercalan en la secuencia, basaltos comatiíticos y jasperoides recristalizados (cuarcitas manganesíferas y ferruginosas). La unidad está intrusionada por sills y diques de pórfido de cuarzo y felsitas, más abundantes cerca de los plutones de Mandingal y Cerro Pelón que también intrusionan a la unidad. Presenta metamorfismo en la facies de los esquistos verdes; aumentando el metamorfismo hacia el norte y noreste de Guasipati a la facies de la anfibolita. Espesor: Se ha estimado un espesor mínimo de 2000 m en la sección tipo (MENÉNDEZ, 1968, 1972). Ambiente tectónico y petrogénesis: MENÉNDEZ (1994) sugirió que la génesis de la secuencia estratigráfica representada por el Supergrupo Pastora, del cual forma parte la unidad, pudo haber sido producto de actividad volcánica fisural en corteza oceánica sin intervención de corteza siálica, a lo largo de cuencas, con un patrón primario norte-sur a N 10° E (patrón del cinturón de rocas verdes de Guasipati), en el marco de la evolución de los cinturones de rocas verdes primarios de la Provincia Geológica de Pastora. Relaciones de campo: La unidad es infrayacente a la Formación Yuruari con contacto transicional y suprayacente a la Formación Florinda en los lugares donde la Formación El Callao está ausente (MENÉNDEZ, 1994). La relación entre Cicapra y El Callao es desconocida; sin embargo, al estar ambas unidades en la misma posición estratigráfica, pero en localidades diferentes, ello sugiere una relación lateral de interdigitación. En Cicapra se encuentra coladas de lava basáltica toleíticas que podrían representar a El Callao, pero en esta última no se encuentran rocas similares a las contenidas en Cicapra, tales como las epiclásticas volcánicas ricas en fragmentos de rocas con afinidad comatiítica. Edad: Según se deduce de los estudios de KLAR (1978, en MENÉNDEZ, 1994) la edad mínima de la unidad es de 2200± 100 Ma que es la edad isotópica definida en pórfidos de cuarzo que la intrusionan. Correlación: No se ha establecido correlación con otras unidades. Importancia económica: La unidad está asociada a mineralización aurífera. Además ofrece buenas perspectivas para la prospección de metales básicos. INVÁLIDO CIENFUEGOS, LIGNITO DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) Estado Táchira. Este nombre fue aplicado por LIDDLE (1928) a una parte menor de la Formación Carbonera. 278 VÁLIDO CIMARRONA, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) definieron la Formación Cazadero y la dividieron en siete miembros, con un espesor de más de 100 metros de ftanitas de color gris a negro, delgadamente estratificadas y algunas lentes de caliza, que meteorizan en color amarillo rojizo. Según ROD (1959) los dos miembros superiores (Patanemo y Mamoncito) representan una repetición estructural del miembro basal, Cimarrona, pero esto fue posteriormente negado por VON DER OSTEN (1967). El término Cazadero ha sido sustituido por el de Formación Barquisimeto pero sus miembros retienen su validez en la localidad de la descripción original. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN. VÁLIDO CINARUCO, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estados Apure y Bolívar. Referencias: McCANDLESS (1961) propuso este nombre para designar el conjunto de rocas que constituyen las Galeras de Cinaruco y su prolongación en forma de pequeñas colinas en dirección sur-sureste hasta la margen derecha del río Orinoco en el estado Bolívar, donde se encuentran rodeadas de la masa de Granito de Parguaza. ROD (1960) había descrito estas rocas como cuarcitas macizas de la Formación Roraima (hoy Grupo), discordantemente suprayacentes a gneises, esquistos y cuarcitas ferruginosas de la Serie Imataca (hoy Complejo). McCANDLESS (1965) descartó la presencia de Imataca en las Galeras de Cinaruco. Localidad tipo: Galeras de Cinaruco, estado Apure, y su prolongación en la margen derecha del rio Orinoco, hasta el valle del río Villacoa en el estado Bolívar. (Hoja N° 6738, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Limitada a los afloramientos conocidos: Las Galeras de Cinaruco en Apure y su prolongación sobre el rumbo sur-sureste hasta el valle del río Villacoa en el estado Bolívar. Descripción litológica: Cuarcitas compactas, localmente ferruginosas, en parte sericíticas, con proporción menor de conglomerados intraformacionales, de esquistos cuarzo sericíticos que pasan transicionalmente hacia arriba a conglomerado, con el cual se hallan interestratificados y formando una matriz de filitas, a veces, hematítico-sericíticas. Estas rocas, muy plegadas, resultan de metamorfismo de bajo grado y deformación cataclástica, 279 con recristalización sólo parcial, de areniscas cuarzosas y conglomerados de cuarcitas compactos, con estratificación cruzada y proporciones muy variables de cemento sericítico y localmente ferruginoso. McCANDLESS (1965) mencionó concentraciones lenticulares de óxidos de hierro. Relaciones de campo: Según McCANDLESS (op. cit.) la unidad muestra un contacto sedimentario discordante del conglomerado basal con una superficie erosional antigua en la margen sur del río Orinoco, y añadió que en la sección del valle del río Villacoa, se observan efectos de metamorfismo termal, en la zona de contacto con el Granito de Parguaza. GAUDETTE et al (1977), y MORENO et al (1977), postulan que la unidad es discordante por encima del Granito de Parguaza. Edad: GAUDETTE et al (op. cit.) y MORENO et al (op cit) sugieren una edad posterior a 1800 Ma para la unidad, por su posible posición discordante sobre el Granito de Parguaza. MARTIN (1974) consideró que la Formación Cinaruco fue afectada por el evento termal Orinoquensis que tuvo lugar hace 1300 Ma. Correlación: McCANDLESS (1966) correlacionó estas rocas con las areniscas metamorfizadas y con estratificación cruzada, infrayacentes a las riolitas porfidíticas, que afloran al oeste del río Parguaza. SELLIER DE CIVRlEUX (1966) sugiere su posible correlación con la Formación Esmeralda en el estado Amazonas; MARTÍN (1974) y McCANDLESS (1965) consideran a la unidad como equivalente en tiempo a la Formación Caicara. MENDOZA (1974) sugirió su correlación provisional con el Grupo Roraima, pese a las diferencias en metamorfismo que podrían ser consecuencia de condiciones tectónicas diferentes. MENDOZA (1977) argumentó que la equivalencia en tiempo entre la unidad y la Formación Caicara, propuesta por McCANDLESS (1965), no está suficientemente comprobada y que tampoco se ha demostrado que la formación sea equivalente lateral y/o esté estratigráficamente por debajo de la Formación Caicara, como fue sugerido por MARTÍN (1974). Por otro lado, GHOSH (1985) sostiene que las rocas de Cinaruco y de Roraima representan ambientes de sedimentación similares, pero que, con base a consideraciones petrológicas y de metamorfismo, Cinaruco debe ser significativamente más antigua que Roraima. INVÁLIDO CINCO CEIBAS, CALIZAS DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. A partir de 1928, varios autores citados por ROD y MAYNC (1954), han mencionado la caliza fosilífera del Cretácico temprano inferior expuesta en Las Cinco Ceibas, al sur de Cumaná, estado Sucre. El término fue publicado por WELLS (1944), con motivo de la descripción de la fauna de corales hermatípicos de la localidad. Esta localidad forma parte del Miembro Morro Blanco de la Formación Barranquín, tal como supuso VON DER 280 OSTEN (1957) y comprobó VIVAS (1987), y no corresponde a la parte superior de dicha formación, como propuso ROSALES (1960). Véanse: BARRANQUÍN, FORMACIÓN y MORRO BLANCO, MIEMBRO. VÁLIDO CLAVULINO/DES, ASPERA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es una de las zonas establecidas por RENZ (1962) a base de foraminíferos bentónicos en la sección tipo del río Querecual. Sus características se muestran en un cuadro, sin descripción textual. Corresponde a la parte media de la Formación Vidoño y su edad es Paleoceno temprano. VÁLIDO COBRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Barinas. Referencias: El nombre Cobre fue mencionado informalmente por primera vez, por ZAMBRANO et al. (1971) y posteriormente por FEO-CODECIDO (1972). RUSSOMANNO y VELARDE (1982) describieron escuetamente las relaciones estratigráfico-ambientales de la formación. KISER (1989-b) propuso formalmente el nombre Formación El Cobre para indicar en el depocentro Capitanejo, a la facies arenosa masiva del conjunto lutita Pagüey-arenisca Gobernador (Eoceno medio de la cuenca Barinas). KISER (op. cit.) reprodujo los mapas y secciones originales y mencionó que: TAYLOR, en KISER (1989-b), fue autor del nombre El Cobre. MENCHER y DE SOLA, en KISER (1989-b), construyeron en 1946 la primera columna estratigráfica, compuesta de las secciones del río Quiú y del caño del Cobre. SWEET, METZ y SLIGO, en KISER (1989-b), prepararon en 1957 la columna estratigráfica que aflora en el río Bumbúm. KISER y SULEK (1966), asignaron palinológicamente la sección del río Quiú, incluyendo las arenas basales impregnadas de asfalto, al Eoceno tardío y publicaron la columna estratigrafica del río Quiú. Se recomienda aquí que se elimine el uso de "El" en el nombre, quedando oficialmente como la Formación Cobre. Localidad tipo: La sección tipo designada por el geólogo TAYLOR (en KISER, 1989-b) en el río Quiú, se inicia a unos 125 m., río abajo del puente de la moderna carretera BarinasSan Cristóbal y continúa por unos 550 m río abajo hasta los últimos afloramientos debajo del aluvión reciente. MENCHER y DE SOLA, (1946) sugirieron que los 90 m superiores de esta sección pudiesen pertenecer a sedimentos post-Cobre. La sección del río Quiú, fallada, y la del caño del Cobre, están incompletas. KISER (op. cit.), preparó una sección 281 compuesta de ambas y recomendó dos secciones de referencia: 1) la sección casi completa, que incluye el contacto inferior de Cobre con el Cretácico que aflora en la carretera de acceso en el cerro inmediatamente al oeste del caño del Cobre, iniciándose unos 220 m cerro abajo de la antena microondas, y continuando por la carretera cerro abajo, hasta unos 25 m antes de llegar a la carretera principal Barinas-San Cristóbal. 2) El intervalo 1287,7 a 1530,6 m del perfil de completación del pozo Yaure-2, ubicado 7,5 km al sur-suroeste de Santa Bárbara de Barinas, con coordenadas N-32 015,82; 0-218 968,75 (origen Barinas). Extensión geográfica: La Formación Cobre se conoce en el subsuelo, desde su interdigitación con Pagüey, en el área de los pozos Lechozote-Calzada, hasta su acuñamiento erosional en el área del campo Guafita. Aflora a lo largo del piedemonte andino, desde el río Michay, hasta el área del río Caparo. Descipción litológica: En el subsuelo de Barinas, en el depocentro Capitanejo, la Formación Cobre se identifica claramente en las electrofacies. Está formada por un grueso intervalo, con más del 95% de areniscas amarillentas a blancas, friables a sacaroideas, masivas, con estratificación cruzada, de grano fino a grueso y localmente conglomeráticas, subangular a subredondeadas, mal escogidas, con cemento caolinítico, que da un aspecto tizoso a las capas. Las areniscas son muy arcillosas con láminas de lutita gris oscuro y carbonáceas. Las manchas de óxido moradas, rosadas y marrones, son comunes, igual que los nódulos, láminas y costras de limonita. En varios niveles ocurren impresiones de plantas y láminas de lignito; algunas láminas fosfáticas se encuentran en la parte media inferior, y pirita es común a través de toda la formación. Las limolitas son blancas, duras, caoliníticas, micáceas, localmente moteadas moradas y marrones, con abundantes restos de plantas, pirita y algunas costras de limolita y fosfato. En el caño del Cobre, predominan las areniscas asperosas y conglomeráticas (con guijarros de cuarzo lechoso de hasta 1 cm de diámetro) en los 150 m basales de la formación. Hacia el noreste, la formación se vuelve más lutítica, interdigitándose con la Formación Pagüey, hasta que es reemplazada totalmente por las lutitas, con excepción de la parte basal equivalente a la Formación Gobernador. Una secuencia de areniscas totalmente impregnadas de asfalto pesado, aflora en el río Zapa, la carretera entre los ríos Zapa y Quiú. KISER (op. cit.) menciona glauconita, fosfatos y capas de dolomita en el subsuelo, en la parte inferior de la formación, que pudiesen señalar la parte de Cobre equivalente a la Formación Gobernador. La Formación Cobre es de ambiente fluvial a deltaico a frente-dedelta, probablemente extendiéndose a un ambiente de transgresión marina en su base (parte equivalente a Gobernador). Espesor: KISER (1989-b) reportó un espesor corregido de 212 m, en el pozo Yaure-2, y un máximo de 512 m, en el pozo Socopó-2, señalando que la formación disminuye su espesor al este, por interdigitación con la lutita Pagüey, y al sur y suroeste, por erosión. La sección del cerro de la CANTV mide 310 m de espesor, la cual, compuesta con la sección del río Quiú de unos 240 m, tiene un espesor combinado de unos 550 m., que resulta menor que los 620 m. medidos por MENCHER y DE SOLA (en KISER 1989-b). Todos los espesores 282 citados tienen valores mínimos, ya que la formación está erosionada en su tope, tanto en el subsuelo como en superficie. Relaciones de campo: Descansa discordantemente con baja angularidad, sobre las formaciones Burgüita o Navay. En el depocentro Capitanejo y en el área de Guafita, se considera discordante por debajo de equivalentes de las formaciones León y Carbonera asi como de la Formación Guafita de ORTEGA et al. (1987) o, en su ausencia, por debajo de la Formación Parángula. El contacto inferior es fácil de identificar por el cambio desde lutitas marinas silíceas y areniscas glauconíticas del Cretácico, hacia areniscas de grano grueso a conglomerático, caoliníticas, no-marinas del Eoceno medio. El contacto superior se ubica en el subsuelo por el cambio de electrofacies desde las areniscas masivas de la Formación Cobre, a las lutitas y limolitas de León-Carbonera (o Guafita), con una arenisca basal de algunas decenas de metros de espesor. Debido a litologías similares entre el Eoceno medio y el Eoceno tardío-Oligoceno, el contacto en la superficie es difícil de identificar, necesitándose apoyo palinológico adicional para su ubicación. Fósiles: Su flora no ha sido estudiada suficientemente, con la excepción de los palinomorfos posiblemente del Eoceno tardío, (KISER y SULEK, 1966), de las secciones de los ríos Quiú y Capitanejo; y palinomorfos del Eoceno medio, identificados en la sección del Cerro de CANTV, KISER (1988). KISER y SULEK (op. cit.), reportaron palinomorfos codificados como TcSp-1 y TcR-109 (Triporopollenites sp.) y la ausencia de FSp-30 (Polypoiisporites sp.), además de TcR-91 (Tricolpites), TIR-38 (Cicatricosporites) y PR-9 (Polycolpites). MONROY y ARNSTEIN (1996) en KISER 1989-b, indicaron los microfósiles más característicos de su secuencia D (Eoceno medio) provenientes del conjunto Gobernador - Pagüey -Cobre: Palinomorfos: Bombacacidites soleaformis, Echitriporites trianguliformis “A", Striatricolporites catatumbus, Janmullieripollis pentaradiatus. Nannoplanton: Reticulofenestra umbilica, Helicosphaera dineseni, Discoaster barbadiense, Chiasmolithus solitus, H. seminulum. Foraminífera: Turborotalia cerroazulensis, Hastigerina cf bolivariana, Truncorotaloides rohri, Alveovalvulinella pozonensis, Acarinina spp. Edad: La Formación Cobre del subsuelo, es del Eoceno medio superior, por correlación de electrofacies. En las secciones que afloran en el área del río Quiú, los datos de palinomorfos y macrofósiles sugieren una edad que varía entre Eoceno medio y Eoceno tardío, pero aquí existe la posibilidad de la presencia de dos ciclos sedimentarios, uno del Eoceno medio y el otro del Eoceno tardío. Correlación: Las areniscas masivas de la Formación Cobre conforman una facies arenosa lateral de la Formación Pagüey, alguna parte de la base de Cobre equivale la Formación Gobernador. Según las secciones de KISER (1989-b), el Miembro C-10 de la Formación Guafita de ORTEGA et al. (1987), es una remanente erosional de la Formación Cobre. Las equivalencias de los afloramientos eocenos del área del río Quiú, aún requieren definición. Actualmente, parece posible que equivalgan parcialmente a Pagüey-Gobernador y en parte a León-Carbonera-Guafita. 283 Importancia económica: Las areniscas asfálticas del área del río Quiú, supuestamente de la Formación Cobre, se usan localmente para pavimentar patios y carreteras. Sinonimia: El Mene, Altamira, Misoa, Curito, Curritos, Curitos y Medero, (FEOCODECIDO 1972). VÁLIDO COCHE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Nueva Esparta. Referencias: PATRICK (1959) describió esta unidad expuesta en la isla de Coche, con el nombre de Formación Coche, cuyos conglomerados habían sido mencionados previamente por AGUERREVERE (1936), pero dándole carácter regional en la cuenca Tuy-Cariaco. JAM y MÉNDEZ A. (1962, p. 82) indicaron que la formación se extiende por toda la isla, aflorando también en la parte sur de la isla de Margarita y en la península de Macanao. BERMÚDEZ (1966), amplió la descripción de la Formación Coche. VIVAS et al., (1989), realizaron una amplia descripción de la formación e incluyeron una sección tipo local específica. Localidad tipo: PATRICK (1959), así como JAM y MÉNDEZ A. (1962), indicaron los afloramientos de la isla de Coche como localidad tipo. VIVAS et al., (1989), designaron los acantilados a 1 km al norte de punta Negra, en la costa oriental de la isla como sección tipo. Como secciones de referencia, se nombraron acantilados en San Pedro y en el Bichar, en la isla de Coche, y los acantilados en la costa occidental de la península de Chacopata (Hoja N° 7448 escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: De acuerdo a PATRICK (1959), la Formación Coche constituye la mayor parte de la superficie de la isla homónima. Igualmente cartografió afloramientos del sur de Paraguaichoa, del sur de Macanao (considerados como parte de la Formación Cubagua por GRAF, 1972), de la península de Araya occidental y del morro de Chacopata. MACSOTAY y CARABALLO (1976), extienden la Formación Coche al sur de la península de Araya. En la península de Macanao, GRAF (1972) describe y correlaciona con la Formación Cubagua. Descripción litológica: La formación está constituida por partes aproximadamente iguales de arcillas, areniscas y conglomerados tipo pudinga, mal escogidos. Las arcillas son grises o azules, meteorizando en tonos abigarrados, generalmente arenosas y contienen guijas de diversas rocas y cuarzo, siendo localmente carbonosas. Las areniscas son de grano fino a grueso, con cemento arcilloso, gris y marrón, meteorizando en amarillo o rojo (PATRICK, 1959; JAM y MÉNDEZ A., 1962). Los conglomerados se componen de guijarros, peñas y peñones subangulares a subredondeados, en los que predominan rocas ígneas y metamórficas, arenisca, cuarzo y, menos frecuentes, ftanitas y calizas, en una matriz arenosa poco coherente. Ambas litologías son típicamente ferruginosas (JAM y MÉNDEZ 284 A., 1962, BERMÚDEZ, 1966). VIVAS et al., (1989), indican que las estructuras sedimentarias más comunes son la estratificación cruzada planar y bidireccional, imbricación de clastos y los rellenos de canal. Estas estructuras se observan en areniscas y conglomerados, los cuales son lenticulares (rellenos de canal y fanglomerados, dismictitas). La Formación Coche se acumuló en un ambiente continental (PATRICK, 1959), durante un solo evento de sedimentación, por procesos fluvio-torrenciales, en presencia de un clima tropical desértico. Según DANIELO (1976), durante el Pleistoceno se produjeron en la isla de Margarita abanicos aluviales de carácter morfoclimático, especialmente durante los lapsos de glaciación. Espesor: El espesor de la formación es de 60 m, aunque no ha sido posible medir secciones detalladas (GOZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). En la sección tipo propuesta por VIVAS et al., 1989), se midieron 21 m. Pozos perforados en la isla de Coche, alcanzaron 26 m en el Bichar, y 20 m en San Pedro sin alcanzar el basamento metamórfico. Relaciones de campo: El contacto inferior es discordante y erosional con el complejo metamórfico Piedra Negra en la isla de Coche (MOTICSKA, en VIVAS et al., 1989). En Macanao y Araya, es también discordante sobre rocas metamórficas. No se haya cubierta por ninguna otra unidad litoestratigráfica en la isla de Coche, mientras que en la península de Macanao, de manera concordante, suprayacen unas terrazas marinas del Pleistoceno. Fósiles: No se han encontrado fósiles ni en la isla de Coche, ni en los afloramientos septentrionales de la península de Araya. En Macanao, los fósiles no son indicativos de edad. Edad: Debido a la ausencia de fósiles, su edad es incierta; JAM y MÉNDEZ A. (1962) la atribuyen al Pleistoceno. Tanto PATRICK (1959) como el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963), ubican la unidad en el Pleistoceno. Correlación: BERMÚDEZ (1966), sugirió su posible correlación con el conglomerado basal de la Formación Cubagua en la península de Araya, pero esta es dudosa, ya que esta unidad corresponde al Mio-Plioceno (LEV, 1970). Es correlacionable con la sección descrita por GRAF (1972) en la península de Macanao, que el autor correlaciona con la Formación Cubagua y GONZÁLEZ DE JUANA, et al. (1980), indican que probablemente pertenezca a los ciclos glaciales e interglaciales del Pleistoceno. VÁLIDO COCUIZA, MIEMBRO (Formación San Gregorio) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Falcón. STAINFORTH (1962) empleó este nombre para designar el miembro intermedio de la Formación San Gregorio y posteriormente REY (1990) la estudia en detalle. 285 La localidad tipo se encuentra en la quebrada Cocuiza, 2,5 km al oeste del pueblo de San Gregorio, distrito Democracia, estado Falcón STAINFORTH (op. cit.). REY (op. cit.) establece que el Miembro Cocuiza solo se reconoce desde el oeste del río Urumaco o Codore, al oeste, hasta la quebrada El Paují, al este. La unidad se caracteriza por la presencia de numerosas capas fosilíferas conspicuas generalmente arenosas, intercaladas con limolitas, y algunas verdaderas coquinas. Según REY (op. cit.) el Miembro Cocuiza se caracteriza por la presencia de intercalaciones de coquinas de moluscos, principalmente bivalvos y limolitas masivas calcáreas, con ocasionales niveles de moluscos y horadaciones, escasas areniscas calcáreas grises con laminación paralela o bioturbadas. El Miembro Cocuiza representa la sedimentación en una bahía costera de aguas tranquilas, con algunos arrecifes de ostréidos (alrededores del pueblo de San Gregorio), y pequeñas barras, con evidencias de depósitos de abanicos de tormenta hacia la bahía. REY (op. cit.) midió un espesor de 92 m al este del pueblo de San Gregorio. El contacto inferior, con el Miembro Vergel es concordante y se coloca en la base de la primera capa fosilífera y el contacto superior es igualmente concordante, colocándose en la base del primer conglomerado de guijarros del Miembro Río Seco (REY, op. cit). REY (op. cit.) incluye una larga lista de moluscos, principalmente bivalvos de los géneros Crassostrea, Argopecten, Amusium, Placuanomia, Pecten, Anomia, Ostrea, Anadara, Dosinia, Chione, Solecurtus, Macoma, Trachicardium, Florimetis y algunos gastrópodos de los géneros Conus, Epitonium y Turritella. Igualmente, muestra la distribución de los foraminíferos en el miembro. Se trata de conjuntos de moderada diversidad, dominados por bénticos y raros planctónicos, no determinantes de edad. HAMBALEK et al. (1994) identifican los palinomorfos del Miembro Cocuiza y reconocen la Zona de Echitricolporites mcneillyi, del Plioceno. Con base a la posición estratigráfica, REY (1990) define la edad como Plioceno tardío. INVÁLIDO "CODERA", FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta es una ortografía errónea del nombre Codore escrita por HODSON en 1926. Véase: CODORE, FORMACIÓN, VÁLIDO CODORE, FORMACIÓN 286 CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno tardío) Estado Falcón. Referencias: HODSON (1926) describió la Formación Codera, al sur de Codera de Dentro (ortografía errónea de Codore Adentro), estado Falcón. SENN (1935) mostró a la Formación Cadore superior en el Plioceno de Falcón central, discordantemente por encima de la Formación La Vela. LIDDLE (1946, cuadro de correlación) fue el primero en emplear el nombre de Codore, dividido en inferior y superior, en Falcón central. MENCHER et al. (1951) asignaron la Formación Codore al Mioceno tardío-Plioceno en Falcón central. WEINGEIST, (en LEV, 1956) definió la unidad, que restringió al Mioceno tardío y revisó una serie de informes privados, observando que algunos geólogos consideraban a Codore como un grupo, mientras que otros, lo consideraban una formación dividida en tres miembros. STAINFORTH (1962) propone el nombre de El Jebe para el miembro inferior de la Formación Codore. HUNTER (1976) estudia la fauna de foraminíferos de Chiguaje, y describe los ambientes de sedimentación. LORENTE (1986) indica el ambiente de sedimentación y la edad de la unidad en base a palinomorfos. REY (1990) hizo un estudio detallado de la Formación Codore en la parte norcentral de Falcón. HAMBALEK et al. (1994) presentan datos sobre el miembro intermedio, Chiguaje. REY (1994) propone restringir el término de Miembro Chiguaje a la Formación Codore e invalidar este término en la Formación La Vela. Localidad tipo: El estratotipo se definió en el río Codore (o río Urumaco), 3,5 km al norte del campo El Mamón, continuando por unos 4 km de distancia al norte, a lo largo del rio, en Codore Adentro, distrito Democracia, estado Falcón (Hoja N° 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Regiones noroccidental y norcentral de Falcón, desde el río Zazárida al oeste a las cercanías de Coro, al este. Descripción litológica: REY (1990), describe la unidad como eminentemente clástica, que ha sido dividida en tres miembros por la presencia de un intervalo marino calcáreo y fosilífero en su parte media. En la secciones occidentales, río Urumaco y quebrada El Paují la parte inferior de la formación (Miembro El Jebe) se caracteriza por arcillitas abigarradas con niveles areno-limosos, masivas, con raras madrigueras; limolitas abigarradas, masivas, con niveles areno-arcillosos; areniscas grises a rojizas, de grano fino a medio, masivas o con estratificación cruzada hacia la base y laminación paralela hacia el tope. En la sección oriental, en la quebrada Boraure, la litología es dominantemente de arcillitas grises a marrón, con areniscas grises de grano fino y laminación paralela, con Ophiomorpha en la base del miembro. El Miembro Chiguaje, intermedio, está compuesto esencialmente por arcillitas y limolitas calcáreas y fosilíferas, con algunas coquinas. En las secciones centrales (quebrada El Paují y río Mitare) hay también areniscas calcáreas de grano fino a medio, masivas o con estratificación cruzada, ocasionalmente con madrigueras. Las coquinas son más espesas (hasta 2 m) y frecuentes en la sección de la quebrada Boraure, la más oriental. 287 La parte superior (Miembro Algodones) es muy similar a la parte inferior de la formación, pero más arenosa. En las secciones del río Urumaco y la quebrada El Paují dominan las areniscas de color ocre a rojizas, de grano fino a medio, masivas o con estratificación cruzada planar y festoneada, laminaciones y raras madrigueras; las limolitas son abigarradas, masivas, con niveles areno-arcillosos, con Ophiomorpha en la base del miembro. En el río Mitare, además de la litología anterior, aparecen conglomerados de guijarros polimícticos y la secuencia es prácticamente igual a la del Miembro El Jebe en esta localidad. LORENTE (1986), con base a palinomorfos, indica que la Formación Codore se sedimentó en un plano aluvial, en un ambiente de lagos de agua dulce y estanques. REY (1990) interpreta la sedimentación de la Formación Codore como propia del área distal de un complejo de abanicos aluviales, de los cuales la parte proximal fue posteriormente erosionada. La parte inferior (Miembro El Jebe) de la Formación Codore se sedimentó en una llanura aluvial, con depósitos de pequeños canales meandriformes en la región occidental, de ríos entrelazados distales en la región central (alrededores de Sabaneta) y depósitos tabulares no canalizados en la región oriental. La sedimentación del Miembro Chiguaje representa una corta invasión marina muy somera sobre la llanura aluvial previa. La invasión marina de Chiguaje no llega a las cercanías de Coro y en esta región, la más oriental de la Formación Codore, sigue la sedimentación sobre la llanura aluvial. En la parte superior de la formación, Miembro Algodones, volvemos a encontrar la llanura aluvial con canales meandriformes de baja sinuosidad en la región occidental, ríos entrelazados distales en la región central y ríos meandriformes en la región oriental que, en la parte superior de la unidad, pasan a ríos entrelazados distales, como en la región central. HAMBALEK et al. (1994) consideran que el Miembro Chiguaje se sedimentó en ambientes marinos de poca profundidad de la zona submareal, intramareal inferior a plataforma somera, cerca de la línea de costa. Espesor: WEINGEIST (LEV, 1956) cita un espesor de 757 m en la localidad tipo. REY (1990) cita un espesor de 398 m para el Miembro El Jebe en las secciones occidentales y de 301 m en la sección oriental. El espesor máximo, de 72 m, del Miembro Chiguaje se midió en el río Urumaco. El Miembro Algodones tiene un espesor máximo en las secciones occidentales de 298 m, mientras que en la sección oriental es de 303 m. Relaciones de campo: La unidad es concordante sobre la Formación Urumaco; el contacto superior es angularmente discordante con el Miembro Vergel, de la Formación San Gregorio (WEINGEIST, en LEV, 1956). REY (1990) especifica que el contacto inferior, con la Formación Urumaco es concordante y se coloca en el tope de la última lutita carbonosa (sección río Urumaco) o de la última capa conchífera (quebrada El Paují) de la Formación Urumaco o de la base del primer conglomerado polimíctico de la Formación Codore (río Mitare). En la sección oriental (quebrada Boraure) el contacto inferior es concordante sobre la Formación Caujarao y se coloca en el tope de la última caliza de esta formación. El contacto superior de la Formación Codore, en el área occidental, es concordante con la Formación San Gregorio y se coloca en la base del primer conglomerado de peñas típico de esta formación. En el área del río Mitare, no fue posible precisar este contacto, ya que tanto el Miembro Algodones, como la parte inferior de la 288 Formación San Gregorio son de litología similar. En la quebrada Boraure el contacto superior de la Formación Codore es concordante con la Formación San Gregorio y se coloca en la base del primer conglomerado de peñas típico de San Gregorio. Fósiles: GONZÁLEZ DE JUANA (1937) cita la presencia de Ostrea virginica falconensis en el Miembro Chiguaje. De acuerdo con HUNTER (1976) las microfaunas de Chiguaje están dominadas por los géneros Ammonia y Bulliminella. LORENTE (1986) presenta la descripción y distribución de palinomorfos del Plioceno en los pozos Montañita-1X y -2X, correspondientes a la Formación Codore, y definió dos tipos a asociaciones de palinomorfo. De acuerdo a REY (1990), los miembros inferior y superior son estériles, recobrándose restos fósiles tan solo del Miembro Chiguaje, intermedio. El conjunto de foraminíferos es poco diverso, dominado por bénticos, en las secciones occidentales. La sección del río Mitare es fosilífera solo en su base, de donde se recobró una asociación regularmente diversa, con elementos planctónicos determinantes de edad (Globorotalia margaritae y Globorotalia cf. miocenica) y algunas microfaunas retrabajadas. En la quebrada Boraure, al este, la sección es fosilífera en su totalidad, con asociaciones de diversidad moderada, dentro de las que se encontraron Globorotalia plesiotumida y Globigerina rubescens. REY (1990) reporta también la macrofauna de moluscos del miembro. HAMBALEK et al. (1994) estudian la palinología del miembro intermedio, encontrando palinomorfos marinos, además de polen y palinomorfos de agua dulce transportados. Edad: LORENTE (1986), en el pozo Montañita-1X reconoce la Zona de Echitricolporites/Alnipollenites, de edad Plioceno; en el pozo Montañita-2X observó la parte terminal de la Zona de Stephanolcopites evansii, la zona de Psilatricolporites caribbiensis y la Zona de Echitricolporites/Alnipollenites, lo que indica una edad Mioceno tardío-Plioceno para la Formación Codore. REY (1990) interpreta una edad Mioceno tardío-Plioceno tardío para la Formación Codore, de acuerdo a la presencia de foraminíferos planctónicos indicativos del Plioceno temprano a tardío en el Miembro Chiguaje. HAMBALEK et al. (1994) indican una edad Mioceno tardío a Plioceno para el Miembro Chiguaje, en base a palinomorfos indicativos de la parte superior de la Zona de Echitricolporites spinosus. Correlación: La unidad es equivalente lateral de la parte superior del Grupo La Puerta al oeste (MOLINA y PITTELLI, 1988) y de prácticamente toda la Formación La Vela más la parte inferior de la Formación Coro, al este (REY, 1990). Véanse: EL JEBE, MIEMBRO; CHIGUAJE, MIEMBRO; ALGODONES, MIEMBRO INVÁLIDO COGOLLO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) Estado Zulia. 289 Este término, empleado por LIDDLE (1928) y otros autores, es derivado de la "caliza de Río Cogollo" de GARNER (1926), posteriormente invalidado al elevar el rango de la unidad a grupo. Véase: COGOLLO, GRUPO. VÁLIDO COGOLLO, GRUPO MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. La referencia original del término Caliza de Cogollo se debe a GARNER (1926), LIDDLE (1928) y HEDBERG (1931), usan para la misma sección el nombre de caliza Cogollo, y HEDBERG y SASS (1937), la llaman Formación Cogollo. KEHRER (1937) emplea el término con un significado diferente, para una secuencia por debajo de la Formación La Luna y por encima de la Serie Tomón (Formación Aguardiente), en columnas de los estados Táchira, Trujillo y Lara, en una posición estratigráfica, que corresponde a lo que hoy se conoce como Formación Maraca (ROD y MAYNC, 1954) o Formación La Puya (RENZ, 1959). Con el nombre de Formación Cogollo la utilizaron posteriormente RUTSCH y SALVADOR (1954), al describir los moluscos de secciones del área de Chejendé, estado Trujillo. NOTESTEIN et al. (1944) utilizaron el nombre Formación Cogollo, en el área de la concesión Barco (Colombia), para designar un intervalo correlacionable con la Formación Capacho del Táchira. SUTTON (1946) introduce por primera vez el nombre de Grupo Cogollo en la cuenca de Maracaibo, subdividido en dos unidades separadas por un hiatus: la inferior, Formación Apón, y la superior, con las formaciones Aguardiente en la base y Capacho en el tope. GONZÁLEZ DE JUANA (1951) emplea Formación Cogollo. MAYNC (1954), divide al Grupo Cogollo en tres formaciones de base a tope: Apón (inferior, medio y superior), Lisure y Maraca. RENZ (1959) da los nombres formales de miembros Piché, Machiques y Tibú, para las unidades de Apón, separadas por ROD. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), proponen restringir geográficamente el nombre de Grupo Cogollo, a la provincia donde la litofacies sea predominantemente calcárea. BARTOK et al. (1981) dividen al Grupo Cogollo del subsuelo, en el centro del lago de Maracaibo, en: Cogollo inferior, caracterizado por una combinación de carbonatos y siliciclásticos, separados a su vez en cinco unidades sedimentológicas cartografiables, de base a tope: H, G, F, E y D, y Cogollo superior, representado por carbonatos más limpios, depositados bajo condiciones de mayor energía, con las unidades C, B y A. KUMMEROW y PÉREZ DE MEJÍA (1989), estudiaron en detalle la diagénesis de los carbonatos del grupo. La localidad tipo se encuentra en el río Cogollo, distrito Perijá, estado Zulia, donde el río corta la sierra de Perijá. Por estar fallada al tope, ROD y MAYNC (op. cit.) dieron secciones suplementarias en los caños Lisure y Maraca, ambos al norte del río Yasa, y reubicaron además, su base, a 420 m río arriba de la desembocadura de caño Seco, de cómo había sido descrita por HEDBERG y SASS (1937). El Grupo Cogollo abarca desde la 290 península de La Guajira, área de Perijá-Machiques hasta la plataforma de Maracaibo. Al disminuir el contenido carbonático al sur hacia Táchira y Mérida, es reemplazado por las formaciones Apón y Aguardiente, por la Formación Peñas Altas en Lara-Trujillo y Formación Escandalosa hacia la cuenca de Barinas. Su litología es variada, de base a tope se caracteriza por calizas densas, fosilíferas; con cantidades subordinadas de lutitas oscuras y pocas arenas calcáreas. En Perijá, se presenta un intervalo de calizas negras, bituminosas (Miembro Machiques) y luego por encima, calizas coquinoides, margosas y nodulares, una sección distintiva de areniscas, calizas glauconíticas, intercaladas con lutitas y un intervalo superior de calizas macizas, de color gris claro, con muchos moluscos, intercaladas con lutitas delgadas. BARTOK et al. (op. cit.), consideran tres ambientes sedimentarios: deltaico, plataforma interna marina restringida y plataforma externa marina abierta, integrados en un modelo sedimentario, y a su vez, reconocen la importancia de los efectos de los procesos diagenéticos, sobre los sedimentos carbonáticos. KUMMEROW y PÉREZ DE MEJÍA (op. cit.), determinaron que la diagénesis de los carbonatos del Grupo Cogollo, ocurrió en cuatro ambientes: marino freático, zona de mezcla, meteórico freático y freático de soterramiento. Dichos autores señalan, que la secuencia cretácica estuvo soterrada hasta finales del Eoceno, a profundidades de hasta 6400 m con disminución casi total de la porosidad efectiva. Al levantarse la cuenca en el Oligoceno, el fracturamiento y la disolución por contacto con aguas no saturadas en CaCO3, generó porosidad efectiva y mejoró la permeabilidad. En la sección tipo, HEDBERG y SASS (op. cit.) midieron 370 m, ROD y MAYNC (op. cit.) la consideran incompleta con 205 m, y dan mediciones de 835 m en caño Maraca (posiblemente aumentada por fallamiento) y 735 m en el río Yasa. En el subsuelo del lago de Maracaibo, LEÓN (1975) da un promedio de 268 m para el campo Urdaneta Noreste y para el centro del lago. BARTOK et al. (op. cit.) consideran 610 m. Su base es transicional con las primeras calizas marinas, que se encuentran por encima de las areniscas de la Formación Río Negro. El contacto superior con la Formación La Luna, está marcado por un fuerte cambio litológico a calizas y lutitas calcáreas, generalmente oscuras, que aunque sus relaciones parecen ser concordantes y transicionales, sugieren un cambio drástico en las condiciones ambientales. BARTOK et al. (op. cit.), utilizan la base de la Formación La Luna, como un marcador caracterizado por una capa de 3-6 m de espesor, con un aumento significativo de radioactividad, comparado con la que muestra el Grupo Cogollo. ROD y MAYNC (1954), hicieron zonaciones basadas principalmente en amonites (Deshayesites, Cheloniceras, Colombiceras). En Apón inferior, se ha encontrado Choffatella decipiens y Orbitolina cóncava, en Apón superior; Haplostiche, en Lisure y Ostrea y Trigonia, en Maraca. La edad del Grupo Cogollo está comprendida en la base, desde el Aptiense inferior (Miembro Tibú), aunque no se descarta la posibilidad de que llegue al Barremiense en Perijá y Lara (RENZ, 1959), hasta la base de la Formación la Luna, la cual, por ser diacrónica (BARTOK et al., op. cit.), va del Albiense al Cenomaniense. 291 Apón inferior o Miembro Tibú de la Formación Apón de Perijá, tiene su equivalente litoestratigráfico en un intervalo calcáreo transgresivo, sobre los clásticos de la Formación Río Negro, del suroeste andino, reconocido con el nombre de Formación Apón. La sección correspondiente a Apón superior y Lisure, grada lateralmente al sur de Perijá a la Formación Aguardiente, de mayor contenido clástico. Hacia Los Andes de Mérida, Trujillo y Lara, el Grupo Cogollo es sustituido por la Formación Peñas Altas (RENZ, 1959 y GARCÍA JARPA et al., 1980). Es equivalente a la Formación El Cantil y Chimana, de Venezuela oriental. VÁLIDO COJEDES, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Cojedes. Referencias: Este nombre fue propuesto originalmente por RENZ y SHORT (1960), para designar una unidad esencialmente clástica que forma parte de la secuencia cretácica en el estado Cojedes. En el área de El Tinaco, los mismos autores la llamaron informalmente "Cretáceo Inferior", término que excluye las "calizas del Cretáceo inferior" de la región de Carabobo oriental, descritas posteriormente por OXBURGH (1960) e incluidas por MENÉNDEZ (1965) en la Formación Tucutunemo. Localidad tipo: Colina al sur del cerro La Vieja, 9 km al noroeste de Agua Blanca, estado Cojedes. Una sección de referencia que expone la parte superior de la unidad y su contacto con la formación Mapuey suprayacente, aflora al sur de Boquerón (kilómetro 112 de la carretera Guanare-San Carlos), unos 7 km al este-noreste de Agua Blanca. (Hoja N° 6444, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Parte norte del estado Cojedes, localidad de Boquerón; bloque de falla de Pilancones, unos 10 km al norte de El Pao, y al este de él; cerro Morrocoyes; cerro Araguita y al norte del cerro La Vigía. Descripción litológica: La litología de la Formación Cojedes se caracteriza, según BUSHMAN, (1967), por areniscas feldespáticas y horizontes delgados en su mayoría calcáreos; el tamaño de grano varía considerablemente alcanzando hasta 20 cm en peñas y peñones de cuarzo, cuarcita, filita, caliza y gneis. Las calizas forman capas gruesas a macizas, frecuentemente interestratificadas con areniscas y asperones, lentes y capas de conglomerados, compuestos principalmente por fragmentos de caliza. En el área de El Tinaco, MENÉNDEZ (1965), describió conglomerados arcósicos, calcáreos, lenticulares, de unos 5 m de espesor en la base, seguidos de caliza gris oscura maciza, en parte arenosa y en parte conglomerática, con fragmentos redondeados de rocas graníticas, gneises y cuarzo de veta, de unos 40 m de espesor. La presencia de rudístidos sugiere ambientes marinos someros y las características sedimentarias sugieren transporte por corriente de turbidez. 292 Espesor: Según RENZ y SHORT (1960), al norte del cerro La Vigía y en el cerro Araguita se midieron 250 y 300 m de espesor respectivamente, pero este puede alcanzar 680 m. MENÉNDEZ (1965) calculó 45 m de espesor en el bloque de Pilancones. Relaciones de campo: RENZ y SHORT (1960) situaron el contacto inferior en la primera aparición de conglomerados de caliza. El tope aflora con menos claridad al sur de Boquerón y se sitúa donde desaparecen las capas de conglomerados y arcosa. En la ladera oeste del cerro Pilancones (MENÉNDEZ, 1965) la Formación Cojedes recubre discordantemente la zona de inyección del Complejo de El Tinaco e infrayace con aparente concordancia a la Formación Pilancones, volcánica. Fósiles: ROD y MAYNC (1945) mencionan Orbitolina en el cerro Pilancones y RENZ y SHORT (1960) hallaron Orbitolina, Cuneolina, Coskinolina y Miliolidae al norte y oeste del cerro La Vigía. Edad: Cretácico temprano (Albiense) Correlación: Los autores originales correlacionaron la unidad con la Formación Tucutunemo. MENÉNDEZ (1965) la correlacionó con la Formación El Cantil de Venezuela oriental y con la parte superior del grupo Cogollo de Venezuela occidental, y BUSHMAN (1967) con la Formación Los Cristales. Sinonimia: "Caliza inferior" INVÁLIDO COJORO, ARENISCA DE MESOZOICO (Triásico) Estado Zulia. GARNER (1926) empleó este nombre para designar los afloramientos que forman colinas al norte de la población de Cojoro, en la costa oriental de la península de La Guajira, estado Zulia. La unidad fue elevada posteriormente al rango de grupo por O. RENZ (1960). Véase: COJORO, GRUPO. VÁLIDO COJORO, GRUPO MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Zulia. El término Arenisca de Cojoro fue introducido por GARNER (1926), para designar un intervalo de areniscas de unos 152 m al noroeste de Cojoro, península de La Guajira. 293 MAYNC (LEV, 1956) la comparó con la Formación Río Negro. RENZ (1960) la elevó a rango de grupo, subdividido en las formaciones Guasasapa, Rancho Grande y Uipana y designó como localidad tipo, la ladera sur del cerro Cojoro, a unos 3 km de la frontera colombo-venezolana, en la porción sureste de La Guajira. ROLLINS (1965) aceptó el rango de grupo, pero reconoció solamente las formaciones Rancho Grande y Uipana. GEYER (1977) adoptó esta última subdivisión, y propuso la correlación del Grupo Cojoro, con el Grupo Cocinas de La Guajira colombiana. RENZ (op. cit.), describió a la Formación Guasasapa como constituida por lavas dacíticas interestratificadas y cubiertas a la vez por, areniscas arcósicas intercaladas con conglomerados y limolitas micáceas; la Formación Rancho Grande compuesta por capas de arenisca, calizas limosas y calizas fosilíferas, intercaladas con lutitas, también fosilíferas y la Formación Uipana que contiene areniscas bien escogidas. Consideró el grupo como un ciclo sedimentario que va de continental a marino, y luego a deltaico, coincidiendo con eventos volcánicos (lavas dacíticas) en las dos primeras formaciones. El Grupo Cojoro yace discordantemente sobre el basamento granítico Batolito de Siapana, según MOJICA y DORADO (1987). En el tope está cubierto por la Formación Palanz, del Cretácico. RENZ (op. cit.) asignó tentativamente la edad del grupo, al Triásico inferior. GEYER (1977) consideró que la Formación Rancho Grande abarca desde el Triásico tardío, al Jurásico temprano, y la Formación Uipana, del Jurásico medio al tardío. MOJICA y DORADO (op. cit.) opinan que el límite Triásico-Jurásico cae dentro de la Formación Rancho Grande, quedando el resto del grupo en el Jurásico. Estos autores coinciden con GEYER, en correlacionar al Grupo Cojoro con el Grupo Cocinas. INVÁLIDO COLÓN, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Zulia. SMITH (1951) mencionó la caliza de Colón ("Colón limestone"), que incluye los miembros Tres Esquinas y Socuy de autores posteriores. Véanse: TRES ESQUINAS, MIEMBRO; SOCUY, MIEMBRO y COLÓN, FORMACIÓN. VÁLIDO COLÓN, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Táchira Referencias: SIEVERS (1988) denominó a las lutitas de Colón, Capas de Cuesta de Capote; LIDDLE (1928) llamó "lutita de Colón" a la espesa unidad de lulitas representativa 294 del Cretácico tardío en la mayor parte de la cuenca de Maracaibo. HEDBERG y SASS (1937) emplean el nombre de Arcilla Laminar de Colón. Luego fue elevada a rango formacional por SUTTON (1946). Su empleo ha sido mantenido por la mayoría de los autores posteriores. Numerosos trabajos se refieren al binomio Colón-Mito Juan, ya que al efectuar estudios regionales resulta difícil separar las dos formaciones. HEYBROEK (1953) describió la Formación Colón-Mito Juan en la depresión de Táchira. Localidad tipo: El nombre Formación Colón se deriva de dos nombres geográficos, el distrito Colón, estado Zulia (LIDDLE, 1928), de donde fue tomado originalmente el nombre y la ciudad de Colón, estado Táchira, designada por HEDBERG y SASS (1937) como localidad de referencia en el río Lobaterita al norte de dicha ciudad. Extensión geográfica: Toda la cuenca de Maracaibo y en la cuenca Barinas-Apure. En Barinitas-Santo Domingo, SCHUBERT (1968) menciona buenos afloramientos de la unidad en las quebradas Bellaca, Matías y el río Juan, que puede ser difícil de reconocer en muchos lugares. Lateralmente, hacia el flanco oriental del surco de Uribante, grada a la Formación Burgüita (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980). Descripción litológica: La Formación Colón se caracteriza por lutitas microfosilíferas gris oscuro a negras, macizas, piríticas y ocasionalmente micáceas o glauconíticas, con margas y capas de caliza subordinada. Las lutitas son más arenosas hacia la base y hacia la parte superior, donde la unidad cambia transicionalmente a la Formación Mito Juan. El intervalo fosfático, glauconítico y pirítico denominado Miembro Tres Esquinas, anteriormente considerado como la base de la Formación Colón, actualmente se incluye en el tope de la Formación La Luna (GALEA ALVAREZ, 1989; DE ROMERO y GALEA ALVAREZ, 1995; DE ROMERO y ODREMAN, 1996), mientras que el horizonte calcáreo denominado Miembro Socuy, permanece dentro de la Formación Colón. RENZ (1959) describió un miembro arenáceo dentro de Colón al que nombró Miembro Cujisal, expuesto en el sinclinorio de Barbacoas, estado Lara, y constituido por areniscas arcósicas macizas de color marrón claro. PIERCE (1960) reconoce la Formación Colón en el noreste de la cuenca de Barinas-Apure con litología similar a la presente en la Cuenca de Maracaibo. GONZÁLEZ DE JUANA, et al., (1980) señalan que la sección monótona de lutitas de la Formación Colón representa un intervalo marino nerítico e indica la estabilidad de la cuenca geosinclinal, que a fines del Maestrichtiense tiende a rellenarse; el ambiente cambia a salobre y se deposita la facies algo más arenosa de Mito Juan. MARTÍNEZ (1989) determina en los sedimentos de la Formación Colón dos intervalos que definen ambientes de aguas profundas en la parte inferior y media de la unidad y condiciones de aguas poco profundas para la parte superior de la unidad, indicando una marcada regresión, esto contradice los resultados del estudio hecho por SELLIER DE CIVRIEUX (1952) en la sección tipo del Miembro Socuy de la Formación Colón, donde presenta para el Miembro Socuy, un ambiente deposicional de aguas moderadamente profundas, ambiente que se va haciendo relativamente más profundo con el principio de la deposición de las lutitas de Colón. 295 Espesor: 900 metros en la localidad tipo (LEV, 1970); de acuerdo a PIERCE (1960) el espesor es de 540 m; KEHRER (1937) midió 600 m. En el área de Barinas, el espesor máximo conocido de la Formación Colón es mucho menor que en otras localidades del occidente de Venezuela. NOTESTEIN, HUBMAN y BOWLER (1944) registran espesores entre 210 y 450 m en la Concesión Barco; 400 y 500 metros en el valle de Carache en Trujillo. En la cuenca de Maracaibo, en la sierra de Perijá, el espesor es de 470 m. Según PIERCE (op. cit.) en el sector noreste de la cuenca de Barinas, el espesor máximo de la formación se observa en la quebrada Bellaca, afluente del río Santo Domingo, donde se miden 360 m de sección. PIERCE (op. cit.) afirma que es más probable que el espesor menor característico de la Formación Colón del área de Barinas, sea consecuencia de la ausencia de sedimentación y del punto hasta el cual la unidad se ha erosionado en la discordancia. Relaciones de campo: El contacto inferior de la unidad con la Formación La Luna es aparentemente concordante. El contacto superior con la Formación Mito Juan es concordante y transicional, determinado por la aparición de intercalaciones de arenisca y caliza. En la parte nororiental de la cuenca de Maracaibo desaparece la Formación Mito Juan, y las lutitas de Colón infrayacen concordantemente a las formaciones Guasare, Trujillo, Ranchería, o Valle Hondo, según la localidad (LEV, 1970). En el área de Barinas la Formación Colón es discordante debajo de sedimentos eocenos PIERCE (op. cit.). Fósiles. En el río Lobaterita, estado Táchira, en el Punto Peña Alegría, KEHRER (1937) encontró una fauna típica del Cretácico tardío: Sphenodiscus lenticularis Hyatt, Trochactaeon crisminensis Choffat, Lima sp., Platicula aurenensis Coquand, Arca Maresi Coquand, Venus renesi Coquand, Tellina Scitulina Stol, Hemiaster steinmanni. Las arcillas laminadas de la Formación Colón están parcialmente caracterizadas por la abundancia de foraminíferos bénticos y en algunos horizontes se encuentran restos fósiles de moluscos. USECHE y FIERRO (1969) señalan que la fauna de la formación incluye Bolivinoides, Globotruncana, Güembelitria, Rugoglobigerina, Siphogenerinoides, etc. RENZ (1959) menciona los amonites Baculites, Euhomaloceras, Phylloceras y Pachydiscus. SUTTON (1946) proporciona una extensa lista de foraminíferos planctónicos y bénticos. En el río Escalante, al norte del estado Táchira se identificaron: Nodosaria sp., Robulus spp., Bulimina spp., Dentalina cf. wimani BROTZEN, Pseudogaudryinella colombiana CUSHMAN and HEDBERG, Dentalina cf. lorneiana d'Orbigny, Ventilabrella carseyae Plurnmer, Bolivinoides rhomboidea (CUSHMAN), Gümbelina spp., Planulina spissocostata CUSHMAN, Globotrunca fornicata PLUMMER. En el río Omuquena, Táchira norte-central: Robulus münsteri (ROEMER), Siphogenerinoides sp. cf. S. cretacea CUSHMAN, Marginulina bullata REUSS, Gyroidina depressa var. colombiana CUSHMAN and HEDBERG, Gyroidina globosa (HAGENOW), Gümbelina spp., Lagena sp., Pullenia cretacea CUSHMAN, Globigerina spp., Globotruncana sp., Bulimina sp., Valvulineria allomorphinoides (REUSS), Chilostomella sp., Loxostoma sp., Ostracada. En Río de Oro, al norte de Táchira: Dorothia bulletta (CARSEY), Planulina spissocostata CUSHMAN, Globotruncana fornicata Pummer, Gaudryna cf. G. laevigata, 296 Psudogaudrynella colombiana CUSHMAN and HEDBERG, Gümbelina spp., Palmula rugosa (D'ORBIGNY), Siphogenerinoides cretacea CUSHMAN, Saracenaria triangularis (D'ORBIGNY), Bulimina petroleana CUSHMAN y HEDBERG, Globigerina cretacea D'ORBIGNY, Massilina texasensis CUSHMAN. Dentalina cf. D. consobrina (D'ORBIGNY), Ellipsonodosaria sp., Anomalina spp., Valvulineria cf. V. allomorphinoides (REUSS). De acuerdo a PIERCE (op. cit.) en la cuenca de Barinas, la Formación Colón contiene una microfauna prolífica, característica del Colón de la localidad tipo, de la concesión Barco y de la cuenca de Maracaibo. Algunos fósiles identificados en sedimentos de la Formación Colón en la cuenca de Barinas según PIERCE (op. cit.) son: Siphogenerinoides sp. cf. S. cretacea, Bolivina sp., Globigerina ? sp., Gyroidina sp., Nodosaria sp., Globigerina cretacea D'ORBIGNY, Gümbelina sp., Gümbelina globulosa, Planulina spissicostata, Robulus microdiscus, Robulus munsteri, Loxostoma limonense. RENZ (1977) encontró los ammonites Baculites y Euhomaloceras en las lutitas por encima del Miembro Cujisal, indicativas del Campaniense. Edad: La edad de la Formación Colón fue establecida por CUSHMAN y HEDBERG (1941) como Cretácico tardío, Campaniense a Maestrichtiense temprano, subdividida en dos zonas, una inferior de Pullenia cretacea, Campaniense tardío, y una superior caracterizada por Siphogenerinoides bramlettei, Maestrichtiense temprano. Esta edad coincide con la determinada por SELLIER DE CIVRIEUX (1952) en Perijá. SUTTON (1946) asigna la Formación Colón al Campaniense-Maestrichtiense temprano. Las determinaciones de edad propuestas por CUSHMAN y HEDBERG (op. cit.), SELLIER DE CIVRIEUX (op. cit.) y KEY (1960), coinciden con las desapariciones de numerosas especies de Globotruncana y otros fósiles recopilados por SAITO et al. (1974) y VAN HINTE (1976). Según PIERCE (op. cit.) tanto en la cuenca de Barinas como en la de Maracaibo, los estudios paleontológicos detallados indican que la totalidad o parte del piso Santoniense falta en la columna sedimentaria. El LEV (1970) en contraposición, postula un lapso de sedimentación entre el Coniaciense y el Maestrichtiense. MARTÍNEZ (1989) propone una edad Maestrichtiense a la Formación Colón en la sección de río Molino, al norte de Colombia. Correlación: La Formación Colón se correlaciona por transición lateral directa con la Formación Burgüita, más arenosa, de la cuenca de Barinas al sureste. A mayor distancia, es correlativa de las formaciones Mucaria y San Antonio de Venezuela oriental. Según SUTTON (op. cit.), la Formación Colón es probablemente equivalente de las lutitas de Churcurri de Colombia. PIERCE (1960) afirma que los sedimentos de Colón de la cuenca de Barinas, son ciertamente equivalentes a la Formación Colón de la localidad tipo y de la cuenca de Maracaibo. Probablemente equivalen a la parte superior de la Formación Navay en el flanco suroeste de Los Andes merideños en los estados Barinas y Táchira. Importancia económica: El intervalo lutítico Colón-Mito Juan constituye un excelente sello para los hidrocarburos generados en períodos anteriores, impidiendo la migración vertical per ascenso; esta impermeabilidad fue afectada por las fracturas creadas durante la 297 orogénesis del final del Cretácico, permitiendo una mayor emigración del petróleo cretácico a las arenas eocenas colocadas en situación estructural favorable. Sinonimia: El, sinónimo innecesario "La Paz" se ha empleado en Zulia noriental; el nombre "Carmelo", publicado en el cuadro de correlación de LIDDLE (1928), es otro sinónimo en desuso. Véanse: TRES ESQUINAS, MIEMBRO; SOCUY, MIEMBRO y CUJISAL, MIEMBRO VÁLIDO COLONIA TOVAR, GNEIS DE PALEOZOICO Estado Aragua. Referencias: El nombre fue introducido informalmente por WEHRMANN (1972). Fue parcialmente cartografiado por RODRÍGUEZ (1972) pero sin darle ninguna denominación específica. OSTOS (1990) lo describe brevemente denominándolo "Granito de Colonia Tovar". BECK (1986, p. 311) estudia brevemente esta unidad denominándola como "Gneis de Colonia Tovar", mientras que a un segundo cuerpo que aflora al norte del principal, en el sector de El Limón, lo denomina "Granito de El Limón", señalando que es más parecido al Gneis Granítico de Choroní que al Gneis de la Colonia Tovar. Localidad tipo: Cercanías del poblado de Colonia Tovar, estado Aragua. (Hoja N° 6747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: WEHRMANN (1972) lo ubica en su mapa en los alrededores de Colonia Tovar, señalando afloramientos en el curso del río Grande y en el sitio denominado Tierra Blanca en la vía hacia El Junquito. OSTOS (1990) señala afloramientos desde el portón de la Colonia hasta Pié de Cerro. Descripción litológica: WEHRMANN (1972) lo describe como un gneis a veces bandeado, con una mineralogía compuesta de cuarzo (32,5%), feldespatos (35), muscovita (20), clorita (7,5), epidoto (3), hematita (2) y cantidades menores de granate, anfibol, epidoto, calcita, apatito y zircón. Es de color blanco verdoso y grano uniformemente fino a medio, asociado a pegmatitas y aplitas. El feldespato potásico es ortosa sin maclar. Señala que la clorita debe proceder de la transformación de la biotita original. Por su parte, OSTOS (1990) lo describe como un gneis con porfidoclastos de feldespatos, mostrando raramente textura augengnéisica, está cruzado por abundantes vetas de cuarzo con un espesor máximo de 20 cm. La asociación mineralógica de estas rocas permite inferir que fueron sometidas a un metamorfismo de la facies de los esquistos verdes. El mismo autor indica que este gneis tiene más cuarzo y menos mica que el Augengneis de Peña de Mora. BECK (1985, 1986, p. 311) señala que en el campo y en sección fina presenta semejanza con el "Granito de Choroní". 298 Relaciones de campo: OSTOS (1990, p. 55) señala que su contacto sur con la Formación Las Mercedes puede ser una falla normal de ángulo bajo o tal vez un contacto sedimentario. Por el contrario el contacto norte con la misma Formación es una falla de corrimiento. Correlación: WEHRMANN (1972) lo correlaciona con los granitos de Guaremal y Rancho Grande, estados Carabobo y Aragua. OSTOS (1990) dice que pudiera ser correlacionable con el Augengneis de Peña de Mora, e igualmente señala que pudiera ser parte del basamento sobre el cual se depositó el Grupo Caracas. Edad: A falta de edades radiométricas en estas rocas, por las correlaciones anteriores la edad del cuerpo puede considerarse de edad pre-Mesozoica. KOHN et al. (1984) presentan una edad de 14,4 Ma determinada en apatito por el método de huellas de fisión, que probablemente representa la edad del levantamiento. Sinonimia: Granito de la Colonia Tovar de OSTOS (1990, p. 55). INFORMAL COLORADO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO. (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui El término Miembro Colorado fue publicado originalmente por FUNKHOUSER et al. (1948), para designar el más inferior de los siete miembros informales en que dividieron a la Formación Oficina, en el área mayor de Anaco, Anzoátegui central. Consiste principalmente en lutitas, con varios intervalos de areniscas de grano fino a grueso. El espesor varía entre 335 y 480 m. Hacia abajo, pasa transicionalmente a la Formación Merecure. DE SISTO (1959) lo correlacionó con las arenas R-3 a U-1 de la Formación Oficina, en el área mayor de Oficina, Anzoátegui central. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CONCEPCIÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre fue publicado por el STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948) para designar la sección eocena del subsuelo en los campos Concepción-Mara La Paz, estado Zulia. BRONDIJK (1967 -b) y WALTON (1967) consideraron la unidad como miembro informal de la Formación Misoa. Véanse: CONCEPCIÓN, MIEMBRO y MISOA, FORMACIÓN 299 INFORMAL CONCEPCIÓN, MIEMBRO (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia El término Formación Concepción fue introducido originalmente por el STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948), para designar los sedimentos eocenos en los campos Mara y La Paz, al noreste del estado Zulia, equivalentes a la Formación Misoa. Con el mismo significado fue usado por CORRIE (1961), YOUNG (1961), SVIP (1963) y MILLER et al. (1963). BRONDIJK (1967), al revisar las unidades informales del Eoceno en el subsuelo de la cuenca de Maracaibo, aceptó el uso del término, para referirse a las arenas "C-1" a "C- 7" con la categoría de miembro informal, en los campos al noreste del lago. Esta acepción fue confirmada en la segunda edición del LEV (1970). BARBEITO et al., (1985) ilustraron en su Tabla III, la relación del Miembro Concepción, con otras unidades formales e informales. Véase: MISOA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CONGLOMERADO, SUBUNIDAD DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) publicó este término para designar una unidad incluida en su Formación Real Corona, que consideró como equivalente lateral de su Cuarcita Blanca. KALLIOKOSKI (1965-c) designó también a esta unidad con el nombre de Conglomerado de Zárate, expuesto en la franja del mismo nombre y que incluyó en la "Serie" Real Corona. Este término es inadecuado por no ser geográfico. Véase: ZÁRATE, CONGLOMERADO DE. INFORMAL CONOROPA, ROCAS DE PALEOZOICO? Estado Miranda. SEIDERS (1965) introdujo el término informal de Rocas de Conoropa, para referirse a un conjunto de rocas metavolcánicas y metasedimentos, que afloran en una faja estrecha entre Santa Teresa al oeste, y Caucagua al este, en la Quebrada Conoropa, al oeste de Caucagua, 300 en la parte central del estado Miranda, (Hoja N° 6946, escala 1:100.000, Cartografía Nacional), incluyendo el Conglomerado de Charallave. MENÉNDEZ (1966) separó el Conglomerado de Charallave de esta unidad, y consideró que las metavolcánicas constituyen la unidad basal de las formaciones posteriores al Grupo Caracas. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) presentan un amplio resumen de lo conocido de esta unidad. BECK (1985, 1986) considera a esta unidad como parte de su "Napa de Caucagua - El Tinaco". SEIDERS (op. cit.) señala la presencia de rocas metamórficas de bajo grado, entre ellas metavolcánicas que incluyen metalava maciza y almohadillada, brecha de flujo y metatoba afanítica de laminación fina a gruesa, de color verde grisáceo con frecuentes intercalaciones de ftanita. Así mismo hay rocas metasedimentarias asociadas, como filita y mármol grafitoso de color gris oscuro a negro. Localmente incluyen metaconglomerado de dos tipos, una variedad rica en fragmentos similares al Gneis de La Aguadita, y otro tipo que contiene sólo fragmentos cuarzo - feldespáticos con cantidades variables de matriz carbonática, sericítica y grafitosa. SEIDERS (op. cit.) menciona que cerca de esta unidad aparecen grandes bloques del Conglomerado de Charallave, pero que no ubica en afloramientos. No se ha especificado el espesor de esta unidad. SEIDERS (op. cit) señala que las Rocas de Conoropa yacen discordantemente sobre el Gneis de La Aguadita. No se han encontrado fósiles, al no haber determinaciones de edad específicas de las Rocas de Conoropa, todas las edades que se han postulado se relacionan con su posible correlación o posición relativa con respecto a la Formación Tucutunemo. Por ese motivo la edad de estas rocas fue interpretada como Cretácico temprano por SEIDERS (1965) y MENÉNDEZ (1966), por su posible correlación con la Formación Tucutunemo también considerada en ese momento de tal edad. BECK (1985, 1986) interpreta una edad "¿Triásico-Jurásico, o pre-Mesozoico?" para Conoropa, pero la coloca como más vieja que la Formación Tucutunemo. Sin embargo BENJAMINI et al. (1986-a,b) encuentran fauna del Paleozoico superior (Pérmico) en la Formación Tucutunemo, edad que también extrapolan a las Rocas de Conoropa. NAVARRO et al. (1988), al comentar sobre el trabajo de BENJAMINI et al., indican que dicha fauna paleozoica no necesariamente debe corresponder a la edad de sedimentación de la Formación Tucutunemo, sino a algunos cuerpos que pueden representar olistolitos o bien bloques emplazados tectónicamente durante la orogénesis caribeana. En el trabajo más reciente de OSTOS (1990), se acepta la edad Paleozoico para la Formación Tucutunemo, por consiguiente consideramos oportuno mantener la interpretación de una edad pre-Mesozoico para las Rocas de Conoropa. MENÉNDEZ (1966) correlaciona la parte basal volcánica de las Rocas de Conoropa, con el Miembro Los Naranjos de la Formación Tucutunemo, y con la Formación Las Placitas. BENJAMINI et al. (1986-a,b) igualmente la correlacionan con la Formación Tucutunemo. BECK (1985, 1986) por su parte correlaciona a Conoropa con el Conglomerado de Charallave y su "Esquisto de la quebrada Curujujul", a su vez equivalente al "Esquisto de Tinapú", todo dentro de la "Napa de Caucagua - El Tinaco". 301 INFORMAL CORNEJO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Táchira y Colombia. Esta formación fue propuesta originalmente por JAMES (1977 en VAN HOUTEN) y JAMES (1984), como parte del Grupo Guayabo, que se encuentra en los alrededores de Cúcuta (Colombia) y parte suroeste del lago de. Maracaibo. Está compuesta por lodolitas de color marrón parduzco a moteadas, y delgados horizontes de areniscas que localmente puedan alcanzar grandes espesores, hacia la parte superior; se encuentra una secuencia de abundantes areniscas de canal y horizontes locales oolíticos ferríferos. Estas areniscas ferríferas contienen ooides de goethita y bertierina, y algunos lignitos de unos 10 a 15 cm de espesor. Se ha medido un espesor para esta formación de 390 a 610 m. Se han hallado fósiles en las lodolitas, consistentes en fragmentos de dientes y conchas de tortuga, vértebras y fragmentos de cocodrilo. Moldes de gasterópodos y pelecípodos de poco valor diagnóstico, moldes de Ophiomorpha y de Thalasinoides. La unidad suprayace a la Formación Cúcuta, e infrayace a la Formación Urimaco. JAMES (en VAN HOUTEN, 1984), la consideró equivalente hacia el norte, a las formaciones Isnotú y Betijoque. INVÁLIDO CORO, CONGLOMERADO DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Falcón. Este término informal introducido por LIDLLE (1928) fue posteriormente validado al ser elevada la unidad a rango formacional. Véase: CORO, FORMACIÓN. VÁLIDO CORO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. Referencias: Esta formación fue descrita originalmente con el nombre de Conglomerado de Coro por LIDDLE (1928), quien la consideró de probable edad pleistocena. GONZÁLEZ DE JUANA (1937), mencionó la presencia de sedimentos pliocenos, equivalentes a los Conglomerados de Coro, al sur de La Vela de Coro, y al norte del anticlinal de La Vela, en el flanco norte del anticlinal de Cumarebo, y en general, al este de la falla de Soledad. LIDDLE (1946), señala que la edad del Conglomerado de Coro, es probablemente Plioceno, y en su cuadro de correlación, aparece angularmente discordante sobre la Formación El Veral, y sobre Codore superior. WEINGEIST (en LEV, 1956) señala que los 302 conglomerados terrestres mencionados por GONZÁLEZ DE JUANA (1937) en el flanco norte del anticlinal de Cumarebo, representan el conglomerado basal de la Formación Tucupido, de PAYNE (1951) y considera al Conglomerado de Coro como sinónimo de la Formación San Gregorio, incluyendo a Rio Seco, como su miembro superior. VALLENILLA (1961) negó la existencia de una discordancia entre las formaciones La Vela y Coro. GRAF (1969) describe la unidad en su localidad tipo y la subdivide en dos miembros informales. REY (1990) estudia detalladamente la Formación Coro. Localidad tipo: El estratotipo, fue definido por LIDDLE (1928), en el valle del río Coro, 2 km al norte de la antigua represa española. En LEV (1970), se definió un nuevo estratotipo 2 km al sur de Coro, en la carretera de La Sierra, inmediatamente al sur de los silos instalados por el Ministerio de Agricultura y Cría, distrito Miranda, estado Falcón (Hoja N° 6250, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Coro aflora en una limitada extensión de Falcón norcentral, entre el cerro Caujarao, al oeste del río Coro y Puente de Piedra, al este de la estructura de La Vela (REY, 1990). GRAF (1969) la extiende a casi todo Falcón noroccidental, hasta las cercanías de Capatárida. Descripción litológica: La unidad se caracteriza por los lentes de conglomerados de grano fino a grueso, y naturaleza variable, predominantemente cuarzosos, mal escogidos, con estratificación cruzada; en superficies recién expuestas, presenta aspecto moteado, por la presencia de guijarros de cuarzo blanco y negro, en una matriz arenosa marrón. Los conglomerados se intercalan con areniscas mal escogidas con estratificación cruzada y arcillas arenosas; el color predominante de meteorización es amarillo rojizo. Según VALLENILLA (1961), en la parte basal de la unidad, los granos de conglomerados son predominantemente calcáreos; a medida que se asciende en la sección, aumenta el tamaño de los granos, y la influencia calcárea disminuye hasta casi desaparecer, predominando los cantos silíceos. GRAF (1969) subdivide el Conglomerado de Coro, en su localidad tipo, en dos miembros informales. El miembro inferior se caracteriza por el contenido de carbonato de calcio. Consiste de arenas de grano medio a muy grueso, con conchas de moluscos fragmentadas, pulidas y subredondeadas; arcillas limosas y arenosas amarillentas y pardas y conglomerados de grano fino, también con fragmentos de conchas calcáreas, muy pulimentadas; en la parte superior de este miembro existen algunas capas lenticulares de conglomerados gruesos, rojizos. El miembro superior se caracteriza por la presencia de cemento silíceo y ferruginoso y la ausencia de carbonato de calcio. Consiste de capas lenticulares de arena gruesa y conglomerados, de colores pardos y rojizos, localmente con estratificación cruzada, y arenas finas, limosas y arcillas limosas con abundantes nódulos de hierro. REY (1990) definió los siguientes litotipos en la sección de la carretera Coro-San Luis: Litotipo de conglomerados polimícticos: se observa a lo largo de toda la sección, como cuerpos tabulares o lenticulares, entre 0,5 y 11 m de espesor. 303 Litotipo de intercalaciones de limolitas y conglomerados de guijarros: se observa en la mitad superior de la sección, con espesores entre 6,3 y 52,8 m. Litotipo de limolitas: limolitas masivas, de color gris, con espesores entre 1,5 y 153 m. Litotipo de intercalaciones de limolitas y conglomerados: se observa en la mitad superior de la formación, con espesores entre 12 y 52,8 m. Litotipo de areniscas calcáreas: solo presente en la base de la formación, con espesores entre 1 y 1,5 m. REY (op. cit.) interpreta el ambiente de sedimentación de la Formación Coro como de abanico aluvial, dentro del cual se reconocieron facies correspondientes al abanico superior y al abanico medio. Dentro del abanico superior se reconocieron depósitos de flujo de detritos hacia el tope de la formación; depósitos de flujo de lodo en la mitad inferior de la sección; depósitos de flujo de canal a lo largo de toda la formación, también presentes en las facies del abanico medio. Dentro del abanico medio se reconocieron los depósitos de canal, comunes al abanico superior y depósitos de inundaciones laminares, desarrollados en la mitad superior de la sección. Espesor: Unos 1000 m en el valle del Rio Coro (VALLENILLA, 1961), espesor que disminuye lateralmente. REY (1990) midió 679 m en la sección tipo de la carretera CoroSan Luis. Relaciones de campo: De acuerdo a GRAF (1969), el contacto inferior del miembro basal de la formación con la Formación La Vela es conforme y hasta gradacional. Cuando el miembro inferior no existe, el contacto inferior puede ser concordante encima de la Formación La Vela, pero es generalmente discordante encima de unidades más antiguas. REY (1990) define el contacto inferior como concordante sobre la Formación La Vela, en la base del primer conglomerado grueso de la Formación Coro. El contacto superior es discordante con depósitos cuaternarios. Fósiles: Los ejemplares encontrados, son redepositados y se hallan muy triturados, principalmente son de Pecten y Ostrea. Edad: La edad de la Formación Coro es Plioceno, basado en su posición estratigráfica por encima de la Formación La Vela. Correlación: La Formación Coro se correlaciona parcialmente con la Formación Tucupido, al este y con la parte superior de la Formación Codore y parte de la Formación San Gregorio, al oeste (REY, 1990). INVÁLIDO COROCOROTE, MIEMBRO DE CALIZA DE (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Falcón. 304 GONZÁLEZ DE JUANA (1937) hizo referencia a unas calizas impuras, conocidas como "paquete de Corocorote" y lo colocó en la base de la Formación La Vela, en las localidades donde está desarrollada la Caliza de Cumarebo, de la Formación Caujarao, por debajo. PAYNE (1951) lo describió como el miembro superior de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo, indicando que se encuentra solo cuando está desarrollada la Caliza de Cumarebo, en contacto discordante sobre ella. DUSENBURY (en LEV, 1956) indicó que esta discordancia es solo aparente y el contacto es interdigitado. GIFFUNI (1980) no lo reconoció en el área de Tocópero, incorporándolo a la Caliza de Cumarebo a la cual está íntimamente asociado. Debido a que este cuerpo de calizas está exclusivamente asociado a la Caliza de Cumarebo, de la cual es difícil de discriminar, se recomienda considerar el Miembro Corocorote de la Formación Caujarao como inválido. INVÁLIDO COROCOROTE, PAQUETE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término fue introducido por GONZALEZ DE JUANA (1937-a) para designar al Miembro de Caliza de Corocorote de uso actual. Véase: COROCOROTE, MIEMBRO DE CALIZA DE. VÁLIDO CORRAL VIEJO, MIEMBRO (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío) Estado Monagas. ROD y MAYNC, 1954 definieron originalmente el término para referirse a la parte superior, arenosa-margosa-glauconítica, de su Formación Chimana, y fue invalidado posteriormente, por haber sido definido con base a criterios cronoestratigráficos, más que litoestratigráficos (ROSALES, 1959, 1960; SALVADOR, 1964-b; SVIP, 1963; CVET, 1970). YORIS (1985, 1988) propone el rescate del término, por cuanto la Formación Chimana posee variaciones laterales y verticales de facies reconocibles y útiles, para definir los cambios de sedimentación ocurridos durante el Albiense, en la parte oriental de la serranía del Interior. El Miembro Corral Viejo es definido por este autor, como la litología con predominio de lutitas blandas oscuras, calcáreas y con intercalaciones de margas glauconíticas y calizas negras laminadas, que lateralmente, presentan desarrollos de areniscas micáceas glauconíticas. La definición de YORIS (1985, 1988) restringe el término de ROD y MAYNC (1954), a la parte superior de la Formación Chimana, el cual suprayace al Miembro Caripe en la región del mismo nombre, en el estado Monagas; la sección tipo de ROD y MAYNC (op. cit.) se propone mantenerla (Corral viejo al suroeste de Caripe), separando la litología perteneciente al Miembro Caripe; una sección de 305 referencia adicional, ha sido propuesta por YORIS (1988), en el flanco noroeste del anticlinal de cerro Grande, al sureste de Guanaguana, estado Monagas. El Miembro Corral Viejo pasa lateralmente hacia el oeste al Miembro Caripito (región de Caripito-Azagua, estado Monagas), y al noreste es equivalente, en parte, a las facies del Miembro Putucual, en la región al este de Casanay (estado Sucre). Hacia el norte de la serranía, al noreste de Cumanacoa (estado Sucre), han sido reconocidas secuencias adjudicadas a la Formación Chimana, que corresponden a la litología del Miembro Corral Viejo (YORIS, 1988). Su edad se adjudica al Albiense tardío, con base a su posición estratigráfica sobre el Miembro Caripe y a la edad paleontológica (Albiense) de la Formación Chimana, de GUILLAUME et al., (1972), la cual corresponde a los miembros Caripe y Corral Viejo, en la región de Caripe. YORIS (1995 a 1988) reporta 91 m de espesor en el flanco noroeste del anticlinal de cerro Grande. Véase: CHIMANA, FORMACIÓN. INVÁLIDO "CORRITOS", FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Barinas. MACKENZIE (1937-a, b) utiliza esta ortografía errónea de la Formación Curito. Véase: CURITO, FORMACIÓN. INVÁLIDO COTIZA, MIEMBRO (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío) Estado Falcón. WHEELER (1960), publica la subdivisión de la Formación Guacharaca en tres miembros, de los cuales el más joven es el Miembro de Arcillas de Cotiza. Se encuentra bien expuesto donde la carretera El Pozón-Mirimire corta la quebrada Cotiza. La unidad también se reconoce, así mismo, en el flanco norte del alto de Guacharaca, aunque no en el flanco sur, por razones que se desconocen. Tomando en cuenta que la subdivisión de la Formación Guacharaca en miembros, efectuada por WHEELER (1960) ha creado confusión con la subdivisión propuesta anteriormente (SUTER 1947) y además, no ha tenido acogida por autores posteriores, es preferible considerar estos miembros como inválidos. Véase: GUACHARACA, FORMACIÓN 306 INFORMAL COTORRA, MIEMBRO (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Delta Amacuro MENCHER et al., (1951) señalaron que el Miembro Cotorra es el más joven de los tres miembros que componen a la Formación La Pica, definidos en base a su contenido de arenas productoras de petróleo, en el campo petrolífero de Pedernales. BARNOLA (1960) lo describió como arenisca de grano fino, areniscas limolíticas y limos, interestratificados con lutitas y arcillas de color gris azulado a verde; su parte inferior se compone de arcillas, arcillas laminares y lutitas impermeables, que sellan las arenas petrolíferas del Miembro Pedernales discordantemente infrayacente; el Miembro Cotorra infrayace discordantemente a la Formación Las Piedras. Véase: LA PICA, FORMACIÓN INVÁLIDO CRUZ VERDE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. Un autor anónimo (1950) empleó este nombre para designar capas expuestas cerca del límite entre los estados Guárico y Anzoátegui, y que se incluyen hoy en la Formación Chaguaramas. Véase: CHAGUARAMAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO CUARCITA BLANCA, SUBUNIDAD DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) introdujo este término, inadecuado por no ser geográfico, para designar un horizonte de cuarcitas blancas expuestas en la región de Mápares, las cuales incluyó en su Formación Real Corona. La descripción de la unidad (1965-a, c) es insuficiente y el término es inválido por no concordar con las normas establecidas de nomenclatura estratigráfica, y por su sinonimia con la Cuarcita de Mápares del mismo autor (1965-c). Véase: MÁPARES, CUARCITA DE. 307 INVÁLIDO CUBAGUA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Nueva Esparta. HUNTER (1978-a) introdujo el término "Cubagua limestones", para referirse a las calizas basales, arenosas y subconglomeráticas de la Formación Cubagua, en la parte meridional de Margarita oriental (Paraguaychoa), que afloran dispersos discordantemente por encima de las metamorfitas del Grupo Los Robles y de las sedimentitas eocenas de la Formación Punta Carnero. Por definición, constituyen un sinónimo del Miembro La Tejita de la Formación Cubagua (JAM y MENDEZ 1962; BERMÚDEZ, 1966), cuya posición estaría en la base de esta formación (MACSOTAY y CAMPOS, 1987). Véanse: CUBAGUA, FORMACIÓN y LA TEJITA, MIEMBRO. INVÁLIDO CUBAGUA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Nueva Esparta. Este término, introducido por DALTON (1912) designa a la Formación Cubagua de uso actual. Véase: CUBAGUA, FORMACIÓN. VÁLIDO CUBAGUA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío - Plioceno tardío) Estado Nueva Esparta y Plataforma Continental Nororiental. Referencias: DALTON (1912), empleó el nombre "capas de Cubagua" para designar estratos terciarios fosilíferos expuestos en la isla de Cubagua. SENN, 1940; GONZÁLEZ DE JUANA, 1947; YOUNG et al., 1956; KUGLER, 1957, emplearon este nombre para designar capas en la península de Araya e isla de Margarita. RIVERO (en LEV, 1956), elevó la unidad a rango de formación. BOLLI y BERMUDEZ (1965), la extendieron hacia abajo, hasta su base discordante en el pozo Cubagua-1 y otros autores (VIGNALI, 1955; MACSOTAY, 1965) la separaron de la Formación Cumaná (o Barrigón) suprayacente. BERMÚDEZ (1966) reconoció la formación en la isla de Margarita, donde la subdividió en dos subunidades informales. 308 Localidad tipo: Holoestratotipo: Cañón de la Caldera, isla de Cubagua. Hipoestratotipo: Pozo río Caribe-1; el tope de la formación se encuentra a 649 m y la base a 2708 m, profundidades corregidas al nivel del mar. Extensión geográfica: Isla de Cubagua, parte oeste de la península de Araya e isla de Margarita. En la plataforma continental, al norte de la península de Paria, está presente en todos los pozos perforados hasta la fecha comprendidos entre las latitudes N: 11° 28' 26" y N: 10° 48' 35,7" y las longitudes O: 62° 48' 17" y O: 61° 47' 0.9". Descripción litológica: La parte superior de esta unidad está constituida litológicamente por bancos de moluscos y briozoarios, calizas arrecifales sacaroideas, areniscas cuarzosas grises, de grano fino, subredondeado, de esfericidad media, areniscas calcáreas, calizas micríticas grises, calcarenitas, caliza bioclástica interestratificada con lutitas gris oliva masivas y laminares con glauconita, arcillas y limolitas grises y como material accesorio hay cuarzo, lignito y pirita. Hacia la parte inferior la formación cambia a sedimentos de aguas más profundas con una litología consistente de lutitas grises, con glauconita y abundantes nódulos de pirita acompañadas de limolitas grises y se presentan algunos intervalos arenosos interdigitados con los clásticos más finos, posiblemente llevadas allí por corrientes de turbidez. Ocasionalmente aparecen en los clásticos más gruesos componentes metamórficos y volcánicos. La parte superior de la formación se sedimentó en aguas tropicales someras de mar abierto y de detrás de arrecifes y bancos de moluscos y briozoarios. El ambiente de sedimentación es nerítico interior a medio de plataforma abierta y el cual va pasando transicionalmente hasta batial. Espesor: En la sección tipo afloran unos 70 metros de espesor. En el hipoestratotipo la formación tiene 2066 metros, siendo este el espesor máximo conocido hasta la fecha. Relaciones de campo: La unidad infrayace a la formación Cumaná en contacto aparentemente concordante y suprayace a la Formación Tres Puntas en contacto aparentemente concordante en algunos pozos; en otros hay contacto discordante por la no presencia del Mioceno tardío. Fósiles: Abundantes foraminíferos; como planctónicos se encuentran Globorotalia margaritae, Globorotalia plesiotumida, Sphaeroidinellopsis paenedehiscens, Globorotalia juanai, Globorotalia acostaensis, Globorotalia merotumida; como foraminíferos bentónicos calcáreos se encuentran Ammonia beccarii, Amphistegina lessonii, Hanzawaia sp., Elphidium sp., Bolivina imporcata, etc.; como foraminíferos bentónicos arenáceos Cyclammina cancellata, Cyclammina sp. Edad: Mioceno tardío Plioceno tardío. Correlación: BERMÚDEZ (1966), correlacionó la parte superior de la formación con las formaciones Guatire, Tuy, Cumaca y Aramina de Venezuela norcentral y la parte inferior 309 de las formaciones Las Pailas y Carenero. En la isla de Trinidad, correlaciona cronológicamente con la Formación Springvale y la parte superior de la Formación Manzanilla. Sinonimia: Los nombre Manicuare-Cubagua (SENN, 1940) y Araya (GONZÁLEZ DE JUANA, 1947), son sinónimos de la Formación Cubagua. INVÁLIDO CUBAGUA-MANICUARE, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Nueva Esparta. Este término fue introducido por SENN (1949) para designar a la Formación Cubagua de uso actual. Véase: CUBAGUA, FORMACIÓN. INFORMAL CUBO, ARENAS DE (Formación Carbonera) CENOZOICO (Terciario) Estado Zulia. La CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, (1948) utiliza este término informal para designar lutitas arenosas ("arenas") de la Formación Carbonera presentes en los campos petrolíferos de Tarra, estado Zulia. Véase: CARBONERA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CUCHARO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Guárico. Tal como fue publicado originalmente por GONZÁLEZ DE JUANA (1946), la sección de esta unidad corresponde a la parte superior, mal definida, de la Formación Chaguaramas. Posteriormente, el término se empleó indiscriminadamente para designar otras unidades estratigráficas. SALVADOR (1964-b) resumió los datos publicados y concluyó que "… el término "Cucharo" es obviamente innecesario y se presta a confusión, habiéndose aplicado a muchas unidades litológicas distintas y no afines, sobre la base de criterios inaceptables para la distinción de unidades litoestratigráficas". 310 Véase: CHAGUARAMAS, FORMACIÓN INVÁLIDO CUCHIVERO, ASOCIACIÓN IGNEA DE, SERIE IGNEA DE, CONJUNTO IGNEO DE. PRECÁMBRICO Estados Bolívar y Amazonas. McCANDLESS (1965) publica originalmente el término "Serie Ígnea de Cuchivero" para designar rocas ígneas ácidas expuestas en la región noroccidental del estado Bolívar, rocas intrusivas ácidas y a la Formación Cinaruco. Posteriormente el mismo autor (1966) emplea el nombre "Conjunto Ígneo de Cuchivero" para referirse a la misma unidad. Ni conjunto ni serie se consideran términos estratigráficos válidos aplicables a la unidad propuesta de acuerdo al CNNE. RÍOS (1972) propone reemplazar este nombre por el de Asociación Ígnea de Cuchivero, un término que tampoco se considera válido, según el mismo código, ya que de esa manera intenta incluir dos unidades litodémicas (Granito de Guaniamito y Granito de Santa Rosalía) y una litoestratigráfica (Formación Caicara) en una sola superunidad, para lo cual debería usarse el nombre de complejo, si así se cree necesario. Actualmente se emplea informalmente el término Grupo Cuchivero para referirse a algunas de las unidades litoestratigráficas anteriormente señaladas. Véanse: CUCHIVERO, GRUPO; CINARUCO, FORMACIÓN; CAICARA, FORMACIÓN; GUANIAMITO, GRANITO DE; SANTA ROSALIA, GRANITO DE. INFORMAL CUCHIVERO, GRUPO PRECÁMBRICO Estado Bolívar y Amazonas. McCANDLESS (1965) publicó originalmente el término "Serie Ignea de Cuchivero" para designar rocas ígneas ácidas expuestas en la región noroccidental del estado Bolívar ... probablemente consanguíneas de un ciclo magmático único ... ", en el cual incluyó rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias metamorfizadas; La secuencia la describió compuesta de: a) rocas extrusivas: riolitas porfidicas, metamorfizadas termalmente o por contacto con intrusiones ácidas posteriores; b) rocas intrusivas: pórfidos riolíticos y graníticos con textura de augen gneis y granito hornabléndico y biotitico; y c) la Formación Cinaruco. MARTÍN (1968) introdujo el nombre de Grupo Cuchivero para referirse a la misma unidad, excluyendo las rocas plutónicas, sin proponer formalmente dicha exclusión. De esa manera designó a una sección de conglomerados oligomixtos en diámetros de guijarros, de hasta 5 cm, flujos riolíticos con estructura vacuolar, tobas, ignimbritas, esquistos cuarzo sericíticos y cuarcitas micáceas que afloran en la región Aro-Paragua. 311 BRICEÑO et al (1989) describen volcánicas del Grupo Cuchivero, sin diferenciar, en el área del río Ichún, afluente del río Paragua en la región sur-central del estado Bolívar. MARTÍN (op. cit.) indicó que el Grupo Cuchivero ha sufrido metasomatismo por efectos del emplazamiento del Granito de La Paragua, en el cual se determinó una edad K-Ar de 1300 Ma. La unidad se considera informal hasta que no se describan las formaciones que la constituyen. De acuerdo a las normas vigentes del CNNE el término no debe usarse para incluir unidades litodémicas tal como lo han hecho varios autores: MENDOZA (1974) en el área del río Suapure, estado Bolívar utiliza el nombre de Grupo de Cuchivero, integrado por la Formación Caicara, el Granito de Santa Rosalía y el Granito de Guaniamito; TALUKDAR y COLVEE (1974), en el área de meseta de El Viejo, región centro norte del estado Amazonas, incluyó dentro del grupo: una unidad basal denominada "Metasedimentos", seguida por la Formación El Viejo, la Tonalita de Caño Roja y el Granito de Danto, además de unos diques denominados I, II, III, constituidos esencialmente por andesita; TEPEDINO (1985-a), en la región del medio y alto Caura, describió rocas del Grupo Cuchivero (tipo volcánicas de Caicara y Granito de Santa Rosalía); TEPEDINO (1985-b), en la región del bajo Caura, incluyó en el grupo al Granito de Las Trincheras; en la región del alto Paragua, MORENO et. al. (1985) describieron a la Formación Caicara, a su Miembro Carúm y al Granito de Caño Mari como integrantes del grupo. Véanse: SANTA ROSALIA, GRANITO DE; GUANIAMITO, GRANITO DE; CAÑO ROJA, TONALITA DE; DANTO, GRANITO DE; CAÑO MARI, GRANITO DE; LAS TRINCHERAS, GRANITO DE; CAICARA, FORMACIÓN; EL VIEJO, FORMACIÓN y CARUM, MIEMBRO. VÁLIDO CUIBA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Referencias: La referencia original del término Formación Cuiba, corresponde a MENCHER et al., (1951), Cuadro de Correlación. El nombre había sido usado en informes privados por geólogos de la Richmond Exploration Co., y deriva de la finca Cuiba y del río del mismo nombre, a unos 19 km al norte de Machiques, Perijá. MILLER (1956) publicó la primera descripción de la formación, al reseñarla en la primera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela, incluyéndola en el Grupo El Fausto, como unidad superior. YOUNG (1958) menciona la unidad, dando una zonación con base a foraminíferos. KEY (1960) la describe en el subsuelo del campo Alturitas, Perijá. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), resumen lo publicado hasta la fecha. QUIJADA y CALDERA (1985) describen la formación en el campo Alpuf, distritos Perijá y Urdaneta del estado Zulia. Localidad tipo: Aunque la formación presenta buenos afloramientos en el área de la finca Cuiba, MILLER (op. cit.) propuso como sección tipo, el pozo Neopig-1, situado a 16 km al 312 nor-noreste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia, en el intervalo entre 472 y 1224 m. Como sección complementaria, MILLER (op. cit.) propuso los pozos Zulia 260-1, en el intervalo 21 a 576 m, y Zulia 26D-1, en el intervalo 582 a 1138 m, aunque señala que en el 20D-1, faltan unos 90 m del tope de la formación. Extensión geográfica: La Formación Cuiba se extiende desde el alto de El Totumo, al noroeste de Villa del Rosario, al norte, hasta el campo Alturitas, al sur. Por el este, llega hasta el campo Alpuf y a las inmediaciones del campo Boscán, donde grada a la Formación Lagunillas. Descripción litológica: En la sección tipo, MILLER (op. cit.) menciona arcilitas verde aceituna, moteadas en verde aceituna claro y gris, rojo oscuro, rojo púrpura, grisáceo y marrón. Las arcilitas son limosas y arenosas, y están intercaladas con cantidades menores de areniscas color verde aceituna grisáceo claro, de grano fino a medio. Se encuentran algunas capas de lignito y pelotillas de siderita. Según YOUNG (op. cit.), los colores de la formación cambian hacia el sur, donde predominan tonalidades de gris rojizo. En el campo Alturitas, KEY (op. cit.), describe arcilitas gris claro, moteadas en rojo, púrpura, marrón y verde, con areniscas color gris, de grano fino, lignito y esferulitas de siderita. QUIJADA y CALDERA (op. cit.) describen en el campo Alpuf, arcilitas abigarradas en tonos gris claro, gris verdoso, amarillo naranja, marrón, púrpura y rojizo. Las areniscas son de grano fino a medio, subredondeado a subangular, moderadamente consolidadas. Hacia el oeste del campo, señalan fragmentos de chert y pirita. La Formación Cuiba representa sedimentación en aguas salobres en planos costeros. Espesor: En la sección tipo (pozo Neopig-1), la formación tiene 472 m de espesor, y en la sección suplementaria (Zulia 26D-1), 556 m. En Alturitas, KEY (op. cit ) indica unos 650 m. En el campo Alpuf, el espesor varía entre 607 y 826 m. (QUIJADA y CALDERA, op. cit.). Relaciones de campo: La Formación Cuiba yace concordantemente sobre la Formación Macoa, del mismo Grupo El Fausto. En la sección tipo, el contacto se determina a base del cambio de arcilitas moteadas a arcilitas verde aceituna, sin moteaduras (MILLER, op. cit.). En el tope, la formación es concordante bajo la Formación Los Ranchos, y el contacto se establece a base de un incremento notable del contenido de areniscas, y la presencia de anhidrita. En la superficie, el cambio está marcado por la suavidad del relieve de la Formación Cuiba, al terreno escarpado que forman las areniscas de Los Ranchos. Fósiles: YOUNG (op. cit.) menciona varios horizontes de Miliammina fusca que contienen además, Ammobaculites, Haplophragmoides, ostrácodos y gasterópodos. Edad: La Formación Cuiba se considera de edad Mioceno medio a tardío, por correlación con la Formación Lagunillas. Correlación: Hacia el este, la formación se correlaciona con la porción inferior de la Formación Lagunillas, mientras que al sur, correlaciona con la parte media del Grupo Guayabo, sin diferenciar. 313 INVÁLIDO CUICAS, CALIZA DE, FORMACIÓN, MIEMBRO DE, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. El Miembro de Caliza de Cuicas, introducido por SUTTON (1946) designa la parte basal de la Formación Misoa. CIZANCOURT y FRIZZELL (1949) mencionan la Formación Cuicas, con Ferayina coralliformis. CIZANCOURT (1951) describe las Calizas de Cuicas en la secuencia suprayacente a la "zona de Nummulites encordelados", con los siguientes fósiles: Pseudophragmina (Proporocyclina) renzi, Operculinoides oliveri, Lepidocyclina sp., etc. SALVADOR (1961-b) incluyó el intervalo en la Formación Valle Hondo. Véase: VALLE HONDO, FORMACIÓN VÁLIDO CUJISAL, MIEMBRO (Formación Colón) MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Lara. Referencias: En el estado Lara, RENZ (1959) asigna el nombre de Miembro Cujisal a un conspicuo intervalo delgado de arenisca que aparece en la parte media de la Formación Colón. Localidad tipo: O. RENZ (1959) designa la localidad tipo del miembro a 1 km al noreste del caserío de Cujisal, en las cabeceras de un pequeño tributario de la quebrada El Vino, al este de Barbacoas, estado Lara. Extensión geográfica: Lara meridional. CAMPOS (1977) y FIERRO (1977) se refieren al intervalo suprayacente a la Formación La Luna en el flanco de Barinas, con el nombre de Formación Bellaca. Aquí, la Formación Colón muestra mayor proporción de arena y la presencia de zonas más arenosas en la parte media, que pueden representar al Miembro Cujisal. Descripción litológica: El Miembro Cujisal consiste en arenisca arcósica, maciza, de color marrón claro; contiene pequeñas cantidades de fragmentos de roca no identificada y de glauconita. Esta arenisca contrasta marcadamente con las areniscas más antiguas de la Formación Peñas Altas, que son, en su mayor parte, areniscas de puro cuarzo (RENZ, 1959). Espesor: En la sección tipo el miembro tiene un espesor de 25 m. Hacia el sur entre Humocaro Alto y Humocaro Bajo, aumenta gradualmente a los 120 m en la quebrada 314 Borra, lo cual según RENZ (op. cit.) indica que la arena ha sido transportada desde el sureste (Escudo de Guayana) hacia el noroeste. Relaciones de campo: Los contactos inferior y superior con las lutitas de la Formación Colón están bien definidos. Fósiles: El Miembro Cujisal no contiene fósiles. Sin embargo encima del mismo fueron encontrados amonites como: Baculitidae, Euhomaloceras sp., Phylloceras sp. y Pachydiscus sp. (RENZ, op. cit). MALAVÉ (op. cit.) identificó: Heterohelix sp. y Cibicides sp. en un afloramiento de la carretera Carora-Curarigua. Edad: Los amonites encontrados indican una edad Senoniense. La Zona de Pachydiscus neubergicus pertenece al Maestrichtiense tardío (VAN HINTE, 1976 en GONZÁLEZ DE JUANA et al. 1980). Esta edad Maestrichtiense tardío de este miembro de la Formación Colón en Lara coincide con la edad de la Formación Mito Juan, suprayacente a Colón en el suroeste andino (KEY, 1960). Geoquímica: MALAVÉ (op. cit.) determinó en las lutitas de la región Curarigua concentraciones de COT que varían de 0,173% a 0,792% y de P2O5 entre 0,43 y 2,83. Véase: COLON, FORMACIÓN INFORMAL CULATA, MARGA GLAUCONÍFERA (Formación San Lorenzo) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. RENZ (1948), designa con este nombre unos sedimentos muy ricos en glauconita que afloran en las cercanías de la localidad de La Culata, al norte-noreste de Pozón. Según el mismo autor, esta unidad, de un espesor que varía entre 20 y 170 m, reemplaza lateralmente a las arenas del Miembro El Salto de la Formación San Lorenzo en la región de domo de Esperanza. WHEELER (1960, 1963) menciona la unidad en estos mismos términos. Véanse EL SALTO, MIEMBRO y SAN LORENZO, FORMACIÓN. VÁLIDO CUMACA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio? -tardío?) Estado Miranda. Referencias: BUCHER (1962) describió someramente con este nombre a los sedimentos de aguas dulces discordantes sobre rocas metamórficas expuestos en el valle del Río Tuy, que 315 asignó al Oligoceno superior o Mioceno inferior. MENCHER et al. (1951, Cuadro de Correlación) mostraron la unidad como discordante por debajo de la Formación Aramina. DUSENBURY (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) describió la formación a base de datos inéditos de WOLCOTT, la consideró como equivalente lateral de la Formación Aramina, correlación aceptada en la actualidad, y la asignó al Mioceno medio. FEO CODECIDO (1962) indicó su distribución geográfica. BERMÚDEZ (1966) expresó opiniones sobre la correlación de las formaciones en la cuenca del Tuy (sensu lato) que difieren de las que aparecen en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP., 1963). Localidad tipo: Quebrada La Cumaca, subtributario del río Tuy, que cruza el camino a Aragüita 7 kilómetros al suroeste de Caucagua. La sección tipo se extiende desde un punto 515 metros aguas arriba del cruce entre el camino y la quebrada, hasta otro punto ubicado 325 metros aguas abajo del cruce. Extensión geográfica: La unidad se restringe al extremo oeste de la ensenada inferior del Tuy, Miranda oriental. Descripción litológica: Lutitas grises verdosas, achocolatadas y negras, y arcillas lutíticas con un porcentaje relativamente pequeño de areniscas. Espesor: Máximo de 100 metros. Relaciones de campo: Es discordante sobre rocas metamórficas y según DUSENBURY (op. cit.), el contacto superior es discordante debajo de la "Formación Guatire". BERMÚDEZ (1966), en contraste, opina que las capas de Caucagua constituyen una facies de la Formación Cumaca, con un hiatus en el Plioceno. Fósiles: DUSENBURY (op. cit.) menciona gasterópodos y pelecípodos de aguas dulces. BERMÚDEZ menciona ostrácodos relativamente abundantes del género Limnocythere, dientes y escamas de peces, y oogonios de Chara (alga calcárea). Edad: DUSENBURY (op. cit.) asigna la unidad al Mioceno medio, y BERMÚDEZ al Mioceno tardío. Correlación: La formación es correlativa inmediata de la Formación Aramina; los conceptos sobre correlaciones a mayor distancia varían (SVIP, 1963; BERMÚDEZ, 1966). INVÁLIDO CUMACIRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Lara. 316 VAN DEN BOLD (1972), al citar la fauna de ostrácodos, escribió erróneamente en su texto y figuras, Cumacire, en lugar de Guamacire. Véase: GUAMACIRE, FORMACIÓN INVÁLIDO CUMANÁ, CAPAS DE, SERIE DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. DALTON (1912) alude a la Serie de Cumaná, y LIDDLE (1928) a las capas de Cumaná, para referirse a la Formación Cumaná de uso actual. Véase: CUMANÁ, FORMACIÓN. VÁLIDO CUMANÁ, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. Referencias: Desde la época de HUMBOLDT (1814-1825), se han reconocido las capas fosilíferas expuestas cerca de Cumaná como "capas" o "serie" Cumaná. En el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963) fue elevada al rango de formación. BERMUDEZ (1964, 1966) publicó una descripción detallada de la secuencia estratigráfica. VIGNALI (1965), describió la formación Barrigón, en Araya, considerada posteriormente sinónimo de la Formación Cumaná (STAINFORTH, 1965; BERMUDEZ, 1966) En la isla La Tortuga el intervalo estudiado se denomina Formación Cerro Gato (MALONEY y MACSOTAY, 1967). Localidad tipo: Holoestratotipo: Cerros de Caigüire, al este de la ciudad de Cumaná, estado Sucre. Hipoestratotipo: Está ubicado en el pozo Dragón-3; el tope de la formación se encuentra a 130 m y la base a 815 m, ambas profundidades corregidas al nivel del mar. Extensión geográfica: Fuera de la localidad tipo, la unidad aflora en la península de Araya, la isla de Cubagua (bahía de Charagato en el extremo norte y El Brasil, extremo sur de la isla) y en la isla de La Tortuga. En el área costa afuera, al norte de la península de Paria, está presente en todos los pozos perforados hasta la fecha los cuales se encuentran comprendidos entre las latitudes N: 11° 28' 26" y N: 10° 48' 35", y 7 y las longitudes O: 62° 48' 17", y O: 61 ° 47' 0,9". Descripción litológica: Los sedimentos están constituidos en su mayoría por bancos de moluscos y briozoarios; restos de corales; calizas micríticas, fragmentadas; calizas 317 orgánicas de colores claros; calizas oolíticas; lodolitas, de color gris claro intercaladas con arcillas de color gris claro a gris azulado, con abundantes fragmentos de equinodermos, pelecípodos y otros moluscos; calcarenitas fosilíferas; areniscas calcáreas; areniscas cuarzosas, grisáceas, de grano fino a muy fino, subredondeadas a subangulares, con esfericidad media, muy calcáreas, probablemente periarrecifales; tambien limolitas color oliva. Además se consiguen como materiales accesorios nódulos de pirita, lignito, glauconita, ftanita, granos de cuarzo y micas claras. Hay también en parte rocas volcánicas y basálticas transportadas. Esta unidad se sedimentó en aguas someras, tranquilas, tropicales, de plataforma ancha, con poca inclinación, con arrecifes que muchas veces se encuentran protegidos por bancos de moluscos y corales; en otros casos se presentan ambientes de detrás de arrecifes y otros lugares protegidos cercanos a la costa. Espesor: En el hipoestratotipo, el espesor de la formación Cumaná es de 686 metros, siendo éste el espesor máximo en toda el área perforada. En la localidad tipo tiene 600 metros. Relaciones de campo: La Formación Cumaná, en los cerros de Caigüire, suprayace con discontinuidad a la Formación Caigüire (ASCANIO, 1969), anteriormente asignada a la Formación Cumaná. En la península de Araya, la Formación Barrigón, suprayace discordantemente a la Formación Cubagua. En la isla de la Tortuga, se desconoce la base; la unidad suprayace a la Formación Cubagua en contacto aparentemente concordante. Fósiles: Entre los macrofósiles se encuentran varias especies de moluscos, corales, briozoarios y equinodermos. Abundan los foraminíferos planctónicos: Globorotalia truncatulinoides, Globigerinoides ruber, Globigerinoides conglobatus, Globorotalia fimbriata, Globorotalia hirsuta, Pulleniatina obliquiloculata, Buliminella sp., Nonionella sp., Bolivina sp., Hanzawaia sp. etc. Los bentónicos porcelanáceos tienen a Quinqueloculina sp. Como representante y entre los foraminíferos bentónicos arenáceos presentes tenemos a Archaias sp., Textulariella sp., Liebusella sp. Edad: La Formación Cumaná pertenece al mismo ciclo sedimentario de línea de costa y plataforma somera que desarrolló las formaciones Playa Grande, Mare y Abisinia en el litoral central, asi como las formaciones Cerro Gato y Barrigón, por lo tanto se le asigna una edad Pleistoceno temprano. Correlación: La Formación Cumaná se correlaciona con las formaciones Playa Grande, Mare y Abisinia, con la Formación Cerro Gato, Formación Barrigón, parte inferior y media de la Formación Macanao. En la isla de Trinidad se correlaciona cronoestratigráficamente con la Formación Talparo. INVÁLIDO CUMANACOA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Falcón. 318 Este término fue utilizado por HUMBOLDT en 1825 ("Formation des dichten Kalksteins von Cumanacoa"), y posteriormente, KARSTEN, (1850, 1886); SIEVERS, (1850, 1886, 1888) mencionaron las mismas capas. No se dispone de datos suficientes para identificarlas con precisión, pero probablemente pertenecen a la Formación El Cantil de uso actual. Véase: EL CANTIL, FORMACIÓN VÁLIDO CUMAREBO, MIEMBRO CALIZA DE (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) Estado Falcón. LIDDLE (1928) mencionó la Caliza de Cumarebo como sinónimo de la Caliza de Capadare. GONZÁLEZ DE JUANA (1937) empleó el término Caliza de Cumarebo, describió su litología y sus relaciones laterales. PAYNE (1951) la consideró como miembro de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo. GIFFUNI (1980) estudió la unidad en el cerro Mampostal, el más oriental de los cuerpos calcáreos que conforman el miembro. GIFFUNI et al. (1992) definieron la edad y la estratigrafía secuencial de la unidad en el área al este de Cumarebo, incluyendo dentro de la Caliza de Cumarebo al Miembro Corocorote de PAYNE (1951). DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) establecen que la Caliza de Cumarebo, de acuerdo al concepto de GIFFUNI et al. (1992), es la única unidad asignable a la Formación Caujarao al este de Cumarebo. La localidad tipo se encuentra en el escarpado norte del cerro Los Indios, al suroeste del campo de Cumarebo, distrito Zamora, estado Falcón (DUSENBURY, LEV I, 1956). (Hoja N° 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) La Caliza de Cumarebo se reconoce desde el suroeste del campo de Cumarebo (Guaibacoa), al oeste, al cerro Mampostal (sur de Tocópero), al este; es maciza a pobremente estratificada, de color blanco amarillento con manchas rojizas, blanda, porosa y cavernosa. Según GIFFUNI (1980) las calizas son bioclásticas, constituidas fundamentalmente por fragmentos esqueletales de moluscos y algas calcáreas, algunos foraminíferos y equinodermos, con frecuente bioturbación. Los minerales terrígenos están prácticamente ausentes. Petrográficamente, las calizas se ubicaron como calizas granulares ("grainstones") y, menos frecuentemente, calizas granulares con lodo ("packstones"). La Caliza de Cumarebo representa un depósito de bancos calcáreos de plataforma, donde se acumularon fragmentos esqueletales diversos, predominantemente algas calcáreas y moluscos. La acumulación se efectuó en aguas cálidas, someras, bien iluminadas, de salinidad normal, lejos de la costa y en contacto con el mar abierto (GIFFUNI, 1980). Desde el punto de vista de estratigrafía secuencial, GIFFUNI et al. (1992) consideran que se sedimentó durante una caída relativa del nivel del mar (LST) y que su base parece coincidir con el límite de secuencia SB=6,3 Ma. PAYNE (1951) indica un espesor de 100 m en la localidad tipo del cerro de Los Indios. GIFFUNI (1980) midió 280 m en el cerro Mampostal, incluyendo la caliza de Corocorote. La Caliza de Cumarebo es discontinua y fuertemente lenticular, variando rápidamente de espesor en poca distancia. Según GIFFUNI et al. (1992), el contacto inferior con la Formación Agua Salada es concordante y abrupto. 319 Según PAYNE (1951), el contacto superior, con el Miembro Corocorote, es concordante. GIFFUNI et al. (1992) no reconocen el Miembro Corocorote, colocando el contacto superior de la Caliza de Cumarebo como concordante debajo de una sección predominantemente arcillosa de la Formación Caujarao. DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) proponen el nombre de Formación Turupía para esa sección, con lo cual, al este de Cumarebo, el contacto superior de la Caliza de Cumarebo es concordante con la Formación Turupía y se coloca al tope de la última caliza maciza encima de la cual predominan las arcillitas. GIFFUNI (1980) reporta fragmentos de algas calcáreas, bivalvos y equinodermos; también foraminíferos bénticos y planctónicos. No encontró ningún coral. GIFFUNI et al. (1992) definen la edad en base a elementos planctónicos de las secuencias inferior y superior. La edad va del Mioceno tardío al Plioceno temprano, zonas de Globorotalia humerosa a Globorotalia margaritae y zonas de Discoaster calcaris a Amaurolithus tricorniculatus (NN11 a NN12). La Caliza de Cumarebo se correlaciona con la parte superior de la Formación Urumaco, en Falcón occidental. De acuerdo a las últimas determinaciones micropaleontológicas (GIFFUNI et al., 1992) la Caliza de Cumarebo no es un equivalente cronoestratigráfico del Miembro Mataruca de la Formación Caujarao. Es la única unidad asignable a la Formación Caujarao al este de Cumarebo (DÍAZ DE GAMERO et al., 1997); se explota comercialmente para la fabricación de cemento. VÁLIDO CUNUCUNUMA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Referencias: MENDOZA et. al. (1977) mencionan este granito en una lista de unidades litoestratigráficas que afloran en el estado Amazonas, sin ofrecer detalles adicionales del mismo, tan solo que son granitos moderada a intensamente tectonizados. MARTINEZ y MARTINEZ (1992) presentan una descripción detallada de la unidad, además de indicar su distribución geográfica. Localidad tipo: No se señala localidad tipo. Sin embargo, las zonas de afloramiento de estos granitos se ubican en el municipio Atabapo del estado Amazonas. (Hoja N° 7027, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: El granito es de color gris claro con tono rosado, de grano grueso, textura inequigranular. En muestra de mano se observan cuarzo, biotita, plagioclasa, feldespato, epidoto, etc. Vetillas de epidoto son muy frecuentes, algunas cruzándose perpendicularmente entre sí. En el salto Picure, 4 km aguas abajo de la comunidad de Culebra, el granito se presenta fuertemente diaclasado, de color gris verdoso con leve tono rosado y de grano grueso, observándose débil foliación N 10° E, 65° NW, y muchas vetillas de epidoto y cuarzo. Al norte del salto Tukudi Shodö, alto Cunucunuma, estos granitos muestran evidencia de cataclasis, producto del fallamiento ó cizallamiento ocurrido en el 320 área y como consecuencia, los cristales de feldespato se ven muy fracturados, observándose también muchas microfracturas en la estructura interna de la roca, rellenos de minerales máficos, posiblemente biotita, hornablenda y epidoto. Relaciones de campo: La unidad infrayace discordantemente a las rocas del Grupo Roraima. Importancia económica: El alto tectonismo sufrido por estas rocas y su consecuente fracturamiento, favorecen la posibilidad del emplazamiento de soluciones hidrotermales mineralizadas con sulfuros en la roca caja. Edad: Precámbrico. VÁLIDO CUQUENÁN, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: REID (1974) introdujo este término para identificar la unidad media inferior del Grupo Roraima el cual subdividió en cuatro formaciones. Algunos autores se han referido a la unidad con la ortografía errónea de Kukenan. Localidad tipo: Valle del curso medio del río Cuquenán, 12 km al NE de Santa Elena de Uairén, municipio Gran Sabana, estado Bolívar. (Hoja N° 7930, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: Lutitas limolíticas fisiles de colores variables que van desde el violeta al amarillo, con algunas láminas rojizas intercaladas. Las lutitas están pobremente endurecidas, son plásticas y parten fácilmente a lo largo de los planos de estratificación. De acuerdo a REID (1972) la Formación Cuquenán se formó luego de un relativo largo período de lenta depositación de Iodos y arcillas, la cual pudo haber tenido lugar, luego de una incursión de ambiente marino, en un lago de aguas someras. Espesor: REID (op. cit.) estima un espesor variable, entre 50 y 100 metros. Relaciones de campo: La Formación Cuquenán es concordante sobre la Formación Uairén, unidad basal del Grupo Rorairna y está cubierta concordantemente por la Formación Uaimapué suprayacente. Edad: Precámbrico (véase: Grupo Rorairna) Véase: RORAIMA, GRUPO 321 INVÁLIDO CURAMICHATE, ARENAS DE, SERIE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. El nombre "Arenas de Curamichate" es traducción errónea de "Curamichate-sande" de SENN (1935); "Curamichate-serie" es término original de WIEDENMAYER (1924). Ambos términos designan las Areniscas de Curamichate, término válido aunque informal de uso actual. Véase: CURAMICHATE, ARENISCAS DE. INFORMAL CURAMICHATE, ARENISCAS DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. WIEDENMAYER (1924) denominó "Curamichateserie" a un desarrollo local de areniscas de varios tipos, pero la correlación que hizo con calizas orbitoidales eocenas de Cerro Campana ("Guayavalserie") debe ser descartada. LIDDLE (1928), bajo el encabezamiento de Lutitas de Agua Clara, mencionó las capas de Curamichate y la presencia de lignitos que correlacionó con los de El Isiro, cerca de Coro. SENN (1935) las denominó "Curamichatesande" y posteriormente (1940) las designó con el nombre compuesto de Solito-Curamichate, nombre que fue declarado inválido. LIDDLE (1946) incluye las areniscas de Curamichate en la parte superior extrema de la Formación Cerro Pelado y menciona la presencia en ellas de algunos lechos de carbón. RENZ (en LEV, 1956) consideró las areniscas de Curamichate como un desarrollo local en la parte inferior del Grupo Agua Salada, cerca del contacto entre las formaciones San Lorenzo y Pozón. La localidad tipo de la unidad es el acantilado y alrededores de Curamichate, en la costa entre San Juan de los Cayos y Agüide. El intervalo es una facies restringida a las cercanías de la localidad tipo. DÍAZ DE GAMERO (1985 b) describe la unidad como un olistostromo en donde bloques de diversos tipos de areniscas, limolitas y carbón, de diferentes tamaños y formas se encuentran embebidos en una matriz lutítica y es parte del Miembro El Salto de la Formación Agua Salada. Forma un alineamiento casi este-oeste, que puede estudiarse desde la fila de La Tocineta y cerros Togogo, La Ceiba, Cachicamo, Ortiz hasta el acantilado de Curamichate. Aquí los bloques alcanzan gran tamaño y entre ellos existen capas deslizadas y replegadas en forma compleja. Algunos bloques han quedado como "islotes" cercanos a la costa, luego que la erosión eliminara las lutitas en que estaban embebidos. Hay también bloques medianos y pequeños, incluso fragmentos angulares de algunos milímetros. La autora interpreta esta unidad como producto de deslizamientos en respuesta a una falla de crecimiento, que provocó el desplome masivo de sedimentos previamente depositados en 322 una llanura deltaica y ya litificados. Se le asigna una edad Mioceno temprano y se correlaciona con la Formación Cerro Pelado. Véase: AGUA SALADA, FORMACIÓN INVÁLIDO CURARIGUA, FORMACIÓN, GRUPO MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. Este nombre fue publicado por ROD y MAYNC (1954) en una sección de correlación, para designar una secuencia muy monótona de margas, calizas lenticulares y calizas en capas delgadas, equivalente a las formaciones Capacho, La Luna y Colón en Lara central. En su cuadro de correlación, KEHRER (1956) muestra la Formación Curarigua como equivalente a las formaciones Tomón, Cogollo y Luna en la zona de Lara-Trujillo. Investigadores de la geología de Lara (BUSHMAN, 1959, 1965; VON DER OSTEN y ZOZAYA, 1957, BELLIZZIA y RODRIGUEZ, 1966) introdujeron nuevos nombres formacionales y la Formación Barquisimeto, en particular, parece incluir estas capas. El término Grupo Curarigua es inválido por estar mal definido y en desuso. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN INVÁLIDO CURAZAÍTO, GRUPO, PAQUETE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Los términos "paquete" de Curazaíto y Grupo Curazaíto (GONZALEZ DE JUANA, 1937 a, b) son términos inválidos, utilizados para designar el Miembro Curazaíto de la Formación La Vela. Véanse: LA VELA, FORMACIÓN y CURAZAÍTO, MIEMBRO. INVÁLIDO CURAZAÍTO, MIEMBRO (Formación La Vela) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. GONZÁLEZ DE JUANA (1937) mencionó el "paquete Curazaíto" como el intervalo basal de la Formación La Vela y lo correlacionó con el "paquete de El Veral" en el área de 323 Cumarebo. WEINGEIST (LEV, 1956) propuso considerar el "paquete Curazaíto" como miembro basal de la Formación El Veral. VALLENILLA (1961) restableció la posición de la unidad como miembro inferior de la Formación La Vela. El miembro consiste de areniscas impuras, intercaladas con lutitas y algunos bancos de ostras. El miembro tiene 192 m de espesor en la quebrada El Muaco. Tanto su contacto inferior con la Formación Caujarao, como el superior con el Miembro Chiguaje son concordantes. De acuerdo a DÍAZ DE GAMERO (1968) la unidad no tiene foraminíferos planctónicos diagnósticos, pero en su parte superior se encontró una muestra con Neogloboquadrina dutertrei (=Globorotalia humerosa, en términos más modernos), que lo coloca como no más antiguo que la parte superior del Mioceno tardío. REY (1990; 1994) considera que los miembro Curazaíto de la Formación La Vela debe ser declarado inválido por no ser reconocible en campo. INVÁLIDO CURAZAÍTO, PAQUETE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. El término Paquete de Curazaíto, utilizado por GONZÁLEZ DE JUANA (1937), es inválido, y ha sido reemplazado por el Miembro Curazaíto de la Formación La Vela. Véase: LA VELA, FORMACIÓN. VÁLIDO CURIEPE, GNEIS TONALÍTICO DE MESOZOICO? Estado Aragua. Esta unidad fue cartografiada y descrita por SMITH (1952) quien la denominó "Granito sódico". MACLACHLAN et al. (1960) y SHAGAM (1960) siguen el criterio de SMITH (op. cit.) y cartografían otros cuerpos adicionales. BECK (1985, 1986) señala que estos cuerpos están constituidos por una tonalita muy alterada y deformada, e introduce el nombre de Gneis Tonalítico de Curiepe, dentro de su "Napa de Caucagua-El Tinaco". La localidad tipo se ubica en la carretera entre Tejerías y Tiara, a unos 2 km al suroeste del caserío Curiepe, estado Aragua (BECK, 1985). (Hoja N° 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Esta unidad ha sido cartografiada en el sector de su localidad tipo y al noroeste de Tácata (BECK, 1985), así como un cuerpo mayor a unos 10 km al suroeste de Tejerías, en los alrededores de Zuata. BECK (1985) describe estas rocas como una serie de filones (¿sills o diques?) de 50 cm a varios metros de espesor y visibles por extensiones de más de 100 m de longitud, concordantes con la foliación de los esquistos micáceos adyacentes y replegados junto a ellos, la roca es un gneis de ojos de grano fino, homogéneo, donde la foliación es resaltada por las micas alteradas. Presenta 324 aproximadamente un 30% de minerales ferromagnesianos alterados (anfíbol alterado, agujas de actinolita y mica cloritizada). La roca no contiene feldespatos sódicos como supuso SMITH (1952), pero corresponden únicamente a plagioclasa deformada y alterada. La estructura implica que estas rocas fueron emplazadas anteriormente a la fase metamórfica que generó la foliación principal, por lo tanto ha sido metamorfizada y deformada conjuntamente con la roca caja. La roca puede clasificarse como una tonalita y localmente como diorita cuarcífera. Los cuerpos individuales pueden tener espesores de hasta 50 m. Es concordantes con las rocas adyacentes del Esquisto de Tinapú". No hay criterios firmes para interpretar su edad, pero BECK (1985, 1986) estima que pudiera ser Triásico-Jurásico o inclusive pre-Mesozoico. No se ha correlacionado con otras unidades. INVÁLIDO CURITO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Barinas. Este término fue introducido (con la ortografía errónea de "Corritos") por MACKENZIE (1937-a) para designar rocas expuestas entre los ríos Zapa y Pedraza Vieja y en la región entre la quebrada Bellaca y el río Masparro, estado Barinas, que asignó al Eoceno y correlacionó con la Formación "Misoa-Trujillo". En publicaciones posteriores el nombre apareció con la ortografía errónea de "Curritos" y "Curitos", hasta que ALBERDING (1965) aclaró su origen y empleo, estableció el error de los conceptos de MACKENZIE en cuanto a su edad y correlación y recomendó la invalidación del término por su aplicación confusa en la cuenca de Barinas. Estudios posteriores han establecido que las rocas corresponden a la formación basal del Cretácico expuesta en todo el piedemonte andino, con excepción del área entre los ríos Socopó y Santo Domingo, además de su sinonimia con las formaciones Uribante y Calderas, hoy también invalidadas. Véase: RÍO NEGRO, FORMACIÓN. INVÁLIDO CURUCUJUL, ESQUISTO DE LA QUEBRADA PRE MESOZOICO Estado Aragua. Este nombre fue introducido por BECK (1985, 1986) para incluir una serie constituida por esquisto, esquisto clorítico, filita y metaconglomerado, que afloran en las cabeceras de la quebrada Curucujul, a 7 km al noroeste de La Candelaria y El Pao de Zárate, estado Aragua. El mismo autor señala su semejanza con las rocas del Esquisto de Tinapú definido por MENÉNDEZ (1965), e inclusive en su mapa cartografía la zona como perteneciente a esta última unidad. Vale señalar las grandes discrepancias entre los diversos trabajos de cartografía geológica de esta complicada región: MACLACHLAN et al. (1960) y 325 SHAGAM (1960) la identifican como Formación Las Brisas, mientras que OSTOS (1990b) como Miembro Los Naranjos de la Formación Tucutunemo. Véase: TINAPÚ, ESQUISTO DE. INVÁLIDO CURRUPIA SERPENTINITA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MENÉNDEZ (1972) publicó este nombre para designar los cuerpos de serpentinita originalmente descritos bajo el término de Serpentinita de "Río Amarapo" por KALLIOKOSKI (1985 a) con nombre geográfico inexistente en el Estado Bolívar. Los cuerpos descritos en esta unidad son esencialmente esquistos talco carbonáticos y serpentinitas derivados de rocas ultrabásicas originalmente consideradas como intrusivas en la parte inferior del Grupo Carichapo. MENÉNDEZ (1994) invalida la unidad y define su afinidad química comatiítica proponiendo su inclusión como parte constitutiva de la Formación Florinda. Véase: FLORINDA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CUTACUAL, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Sucre. La referencia original de esta unidad es de METZ (1965a) extendida más tarde con una descripción más amplia METZ (1965 b, 1968). Trabajos posteriores demostraron que la unidad definida por METZ como Formación Cutacual corresponde por definición litológica, edad y ubicación estratigráfica a capas de la Formación Chimana (YORIS, 1985, 1988). La imposibilidad de mantener la definición original de METZ, fue sugerida también por ROSALES (1976) y posteriormente por GONZALEZ DE JUANA et al. (1980): "...la. Formación Cutacual fue descrita por METZ (1968) en el extremo oriental de la serranía del Interior, estado Sucre, como un intervalo de calizas bioclásticas, calizas finamente cristalinas y en menor proporción microcristalinas, intercaladas con lutitas y margas. Este autor considera a Cutacual de edad básicamente Albiense, lo cual concuerda con las listas faunales publicadas en la zonación de BOLLI (en GUILLAUME et al., 1972) donde estaría comprendida entre "la zona de Praeglobotruncana infracretacica y P. planispira, equivalente a las formaciones Borracha y Chimana..." La secuencia en el área tipo de la Formación Putucual, pertenece a ambientes batiales de talud y pie de talud (YORIS 1985, 1988), en lugar de los ambientes euxínicos someros sugeridos por METZ (1965) asociados al estancamiento provocado por los bancos calcáreos o arrecifes de la Formación. El Cantil, 326 La secuencia ubicada entre las formaciones Querecual y El Cantil, en la sección tipo de la Formación Cutacual fue separada por YORIS (op. cit.) en los miembros Chimana Grande y Putucual ambos pertenecientes a la Formación Chimana. YORIS, op. cit., señalan que en la región de Caripito-Casanay, se encontró que el nombre actual del río donde se encuentra la sección tipo de la Formación Cutacual de METZ no es Cutacual sino Putucual. Véase: CHIMANA, FORMACIÓN. INVÁLIDO CYTHERELLA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. En sus descripciones de los campos petrolíferos en Zulia noroccidental, LIDDLE (1946) mencionó una capa guía del Eoceno con el nombre de "Caliza de Cytherella," (Citherella limestone). Se desconocen otras referencias a la unidad. INFORMAL CYCLAMMINA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este nombre ha sido aplicado por SZENK (1959) y YOUNG (1960) a divisiones faunales locales tanto de la Formación Lagunillas como de la Formación La Puerta (Isnotú) en el lago de Maracaibo. Véase: LAGUNILLAS FORMACION y LA PUERTA FORMACION. VÁLIDO CYCLAMMINA GRACILASSOI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Anzoátegui. Esta es una de las zonas, basadas en foraminíferos bentónicos, establecidas por RENZ (1962) en la sección tipo del Grupo Santa Anita a lo largo del río Querecual, estado Anzoátegui. Sus características se muestran en un cuadro, sin descripción textual. Abarca la parte superior de la Formación Vidoño e inferior de la Formación Caratas, y su edad es 327 Paleoceno a Eoceno temprano. Se divide en las subzonas de Rzehakina epigona lata, inferior, Orbigniyna pyrei), media y superior, sin designación. (Debe observarse que el nombre aplicado por RENZ es ortografía errónea de Cyclammina garcilassoi FRIZZELL (1943), quien afirma que la especie se nombró por Garcilasso Inca de la Vega, cronista hispano-indio de la conquista del Perú). 328 D INFORMAL "D" a "L" UNIDADES MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario) Estado Barinas. En el subsuelo del campo petrolífero Sinco en Barinas, se ha designado una secuencia de unidades informales con letras del alfabeto (VON DER OSTEN, 1966). Su equivalencia con las formaciones expuestas en la superficie es la siguiente: "D": Formación Masparrito; "E": Formación Gobernador; "I": formaciones Quevedo y La Morita; "J", "K": Formación Escandalosa; y "L": Formación Aguardiente. INVÁLIDO DAMSITE, FORMACIÓN, SERIE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. HODSON (1926) publicó originalmente el término Serie Damsite ("Damsite Series"). LIDDLE (1928) empleó los nombres de "Serie" y Formación Damsite; ambos son sinónimos de la Formación Caujarao, de uso actual. Véase: CAUJARAO, FORMACIÓN. INFORMAL DANTA, ANFIBOLITA DE PRECAMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) introdujo este nombre para designar la sección anfibolítica basal de su Serie Real Corona (hoy Grupo), expuesta en el cerro Danta, unos 30 km al oeste de Mápares, en el extremo oeste del sinclinal que se extiende desde La Flor hasta el cerro Danta, unos 120 km al oeste del río Aro. La roca es una anfibolita de grano fino a medio y color verde, con andesina y cuarzo, sin epidoto ni clorita; con estructuras locales que pueden representar almohadillas o brechas con estructuras deformadas de flujo. La unidad exhibe buena lineación mineral, definida por 75% de agujas de actinolita, 10% de carbonatos y 15% de agregados de minerales opacos, probablemente derivados de minerales ferro-magnésicos pre-existentes; cerca de Mápares, al anfibol es hornablenda con excelente lineación. Las anfibolitas tienen mineralización dispersa de sulfuros de hierro y escasa mineralización aurífera. Según KALLIOKOSKI (op. cit.) la unidad constituye la base de la sección de su Serie Real Corona (hoy Grupo) en el extremo occidental de 329 Mápares y en el oriente de la misma zona, se interdigita con la Cuarcita de Mápares, cerca del contacto superior con la Arenisca de Taipana. Según el mismo autor su edad es Precámbrico. Se correlaciona con la Anfibolita de Carichapo, con la Anfibolita de Río Claro y con la Formación El Torno. La Subunidad Arifibolita de la Formación Real Corona de KALLIOKOSKI (1965-b) es sinónimo de la unidad. Se mantiene como informal en espera de su descripción precisa. VÁLIDO DANTO, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Referencias: TALUKDAR y COLVÉE (1974) designan con este nombre a un granito que aflora en el cerro Danto, ubicado entre los ríos Parú y Ventuari en la región norte central del estado Amazonas. Localidad tipo: El cerro Danto de donde toma su nombre. Extensión geográfica: Además de aflorar en el cerro Danto se encuentran otros afloramientos de la unidad en cerros cercanos. El granito cubre una extensión de aproximadamente 395 kilómetros cuadrados. Descripción litológica: Su composición incluye granodioritas y granitos que pueden cartografiarse separadamente, el contacto entre ambos es gradacional y puede representar una diferenciación in situ, Sin embargo el granito es el componente principal de la unidad. La roca es de grano medio a grueso, de coloración clara con tinte rosado, compuesta de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y biotita, como minerales principales, con clorita y epidoto como secundarios y magnetita, muscovita, zircón, apatito y esfena como accesorios. El cuarzo generalmente ocurre como granos anhedrales, intersticiales entre los feldespatos y muestra extinción ondulada por efectos de deformación cataclástica. Estos efectos se observan en el terreno y dan origen a una tosca textura gnéisica. La plagioclasa se presenta como granos subhedrales a anhedrales, son ligeramente pertíticos (del 2 al 5%) con distribución irregular de laminillas de albita. En respuesta a la deformación cataclástica los granos de feldespato potásico muestran ruptura en fracturas subparalelas, desplazamientos microscópicos y rotación de los granos rotos. La biotita y la clorita están asociadas, y a menudo también con magnetita y epidoto. Se ha desarrollado una zona milonítica donde los efectos cataclásticos son más intensos y el granito ha sido convertido en una roca milonítica de grano muy fino en la que la textura original se ha perdido. Las rocas de composición granodiorítica son de colores claros, de grano grueso y muestran textura hipidiomórfica granular. Los minerales esenciales son cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y biotita, es decir, similar a la del granito. Relaciones de campo: No se observó en el campo el contacto con otras unidades. 330 Edad: Precámbrico. Determinaciones de edad K/Ar en dos muestras de granodiorita de la unidad indicaron edades radimétricas de 1588 ± 54 Ma y 1599 ± 54 Ma. Correlación: Con el Granito de Guaniamito en el área del distrito Cedeño (zona del río Cuchivero). Geoquímica: Las rocas graníticas muestran tenores altos en K2O, en K2O + Na2O bastante alta, generalmente mayor que 1,0 lo cual las hace comparables con rocas calcoalcalinas altas en K o shoshoníticas. INVÁLIDO DELTA, ARENA (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. Las arenas de la parte superior extrema de la Formación Oficina fueron designadas originalmente con las letras griegas Alpha, Beta, Gamma, Delta y Theta en secuencia ascendente. Posteriormente se descubrió que eran petrolíferas y fueron redesignadas Arenas Oficina-1 a 13, según lo anotan HEDBERG et al., (1947), por cuya razón la nomenclatura ha caído en desuso. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INFORMAL DELTA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. BORGER (1952) publicó la referencia original del término Miembro Delta, para designar el cuarto, en orden descendente, de los ocho miembros en que se ha dividido la Formación Quiriquire. La sección tipo está en el pozo Q-228, en la parte centro-oriental del campo petrolífero de Quiriquire, distrito Piar, estado Monagas. Las arenas del Miembro Delta, son productoras de petróleo en dicho campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. VÁLIDO DICTYOCONUS, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Albiense medio) Estado Monagas. 331 La zona de Dictyoconus, con Dictyoconus walnutensis (CARSEY), fue establecida por MAYNC (en ROD y MAYNC, 1954) en la serranía del Interior, Venezuela nororiental. Según el autor la zona corresponde a la parte basal del Miembro Guácharo de la Formación Chimana, que asigna al Albiense medio a base de la presencia del género titular, que es la única forma restringida a este miembro. Autores posteriores no han aceptado el Miembro Guácharo como término válido. Véase: GUÁCHARO, MIEMBRO. INVÁLIDO DIFICULTAD, MIEMBRO (Formación Trujillo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. Este nombre fue introducido por YOUNG (1961) con fines ilustrativos, sin intención de uso formal. INFORMAL DISCAMMINOIDES TOBLERI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. BARNOLA (1960) menciona la presencia de esta zona en la Formación La Pica, en el subsuelo del campo petrolífero de Pedernales. La especie titular es característica de las arcillas de Lower Cruse de Trinidad (SUTER, 1951). INVÁLIDO DIVIDIVE, CALIZA DE MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre informal fue publicado por SENN (1935) para designar al Miembro de Caliza de Dividive de uso actual. Véase: DIVIDIVE, MIEMBRO DE CALIZA DE. INFORMAL 332 DIVIDIVE, CALIZA DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. El nombre fue publicado originalmente por SENN (1935). GONZÁLEZ DE JUANA (1937) menciona la Caliza de Dividive como la base de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo y la correlaciona con la marga de Operculinoides en el subsuelo del campo de Cumarebo. PAYNE (1951) la describe como el miembro superior de su Formación Mosquito, nombre que no tuvo aceptación, añadiendo que es el equivalente, al oeste, del Miembro Arenas de San Francisco. WEINGEIST (1956) y DUSENBURY (1956) coinciden en incluir la Caliza de Dividive dentro de la Formación Socorro en el área de Cumarebo. En el LEV (1970) aparece como miembro de la Formación Caujarao. GALEA (1976) coloca la unidad como Miembro Dividive, en la base de la Formación Caujarao en la región de Guaibacoa. GIFFUNI et al. (1992) sustituyen el nombre de Formación Socorro en el área de Cumarebo por el de Formación Agua Salada según el concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b). La caliza de Dividive quedaría, por tanto, como una unidad local dentro de la Formación Agua Salada. Considerando la confusión existente alrededor de la posición y categoría litoestratigráfica de esta unidad, es recomendable asignarle categoría informal, dentro de la Formación Agua Salada. PAYNE (1951) la describe como una unidad de caliza arrecifal, lenticular, de hasta 9 m de espesor. GALEA (1976), al sur de Guaibacoa, incluye en el Miembro Dividive de la Formación Caujarao, una serie de intercalaciones de areniscas y margas delgadas, separadas por lutitas calcáreas antes de culminar en la caliza propiamente dicha, de unos 8 m de espesor, compuesta de fragmentos de algas calcáreas. Véanse: AGUA SALADA, FORMACIÓN; SOCORRO, FORMACIÓN; MOSQUITO, FORMACIÓN y CAUJARAO, FORMACIÓN INVÁLIDO DIVIDIVE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Trujillo. Tal como fue publicado por SUTTON (1946), este nombre resultó ser homónimo inválido de la Formación Dividive, de SENN (1935) en el estado Falcón. En una nota marginal SUTTON lo reemplazó por el de Formación Carvajal. Sin embargo, KEHRER empleó el término "Dividive" en Trujillo hasta 1956 (cuadro de correlación). INVÁLIDO DIVIDIVE, MIEMBRO (Formación Santa Inés) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) 333 Estado Anzoátegui. Este nombre, propuesto por HEDBERG y PYRE (1944) para designar el miembro superior de la Formación Santa Inés, quedó automáticamente invalidado por homonimia con la Formación Dividive en Falcón (SENN, 1935). Autores posteriores denominaron Miembro San Mateo al intervalo en cuestión. Véase: SAN MATEO, MIEMBRO. INFORMAL DOROTHIA-CYCLAMMINA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Anzoátegui. Esta zona fue definida en la Formación Vidoño por HEDBERG y PYRE (1944). Autores más recientes (BOESI, 1957; STANLEY, 1960; RENZ, 1962; LAMB, 1964) han aplicado zonaciones más precisas a base de foraminíferos planctónicos en la Formación Vidoño, de donde el término ha caído en desuso. VÁLIDO DRAGÓN, GNEIS DE MESOZOICO (Triásico-Jurásico)? Estado Sucre. Referencias: KUGLER (1953) utilizó el nombre de Formación Dragón, para designar un típico augengneis, que en un principio consideró ser un paragneis, sin excluir que fuese un basamento granítico, y el cual WALL y SAWKINS (1860) habían descubierto y descrito someramente. A partir de 1959, KUGLER en sus diferentes publicaciones y mapas (Mapa Geológico de Trinidad, 1959), en los que se incluye este cuerpo, sustituyó el nombre de Formación Dragón por el de Gneis de Dragón. Posteriormente, GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1965) definieron una sección tipo en el extremo nororiental de la península de Paria y consideran que se trata de un paragneis, producto de la alteración metasomática de la Formación Macuro. RODRÍGUEZ (1968-a) también habla de un intenso metasomatismo alcalino, producto de intrusiones ácidas sobre rocas pelíticas. KUGLER (1972) publica nuevas consideraciones sobre el Gneis de Dragón (además de una datación geocronológica), y opina que es una enorme masa deslizada, o quizás un basamento Pérmico o Cretácico. Este autor no hace distinción entre el Gneis de Dragón y los otros cuerpos de gneises graníticos que se intercalan en la Formación Macuro. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1972) publican una descripción petrográfica detallada y reafirman su opinión sobre el origen metasomático alcalino del Gneis de Dragón; sugieren además, una relación genética de este gneis con los otros cuerpos gnéisicos de la Formación Macuro. NAVARRO (1974) realizó estudios químicos comparativos entre el Gneis de Dragón y el 334 Granito de El Mango-Doña Juana, y determinó que son mineralógica y químicamente correlacionables. Localidad tipo: Promontorio de Paria, desde la ensenada del Obispo sur, hasta la playa de Los Cocos, a 2 km al este de la punta Don Pedro, península de Paria, estado Sucre. (Hoja N° 7747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Extremo nororiental de la península de Paria, desde la ensenada de El Palmar, hasta la ensenada y quebrada Cariaquito. No aflora en Trinidad. Descripción litológica: El Gneis de Dragón es un paragneis u ortogneis cuarzofeldespático-micáceo-clorítico de granularidad variable, desde grano fino con aspecto esquistoso, hasta de grano grueso con cristales alargados de ortosa, de hasta 2,5 cm (augengneis). Presenta además, intercalaciones de esquistos cloríticos similares a los de la Formación Macuro, con espesores variables desde pocos centímetros hasta más de 10 m y delgadas intercalaciones lenticulares ricas en actinolita. Ambiente tectónico y petrogénesis: Existen aún considerables divergencias de opinión acerca de la génesis del Gneis de Dragón; se pueden resumir de la siguiente manera: a) Ortogneis-Basamento granítico Pérmico tardío o Triásico (HESS y KUGLER en KUGLER, 1972).-Cuerpo granítico de basamento deslizado o imbricado (KUGLER, 1972). -Intrusión premetamórfica en la Formación Macuro (NAVARRO, en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1974). b) Paragneis-Metasomatismo alcalino de sedimentos pelíticos debido a una intrusión granítica que no aflora (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1965, 1972 y RODRÍGUEZ, 1968). El grado metamórfico es bajo, y se coloca en la facies de los esquistos verdes, subfacies cuarzo-albita-epidoto-biotita, de un metamorfismo dinamotermal regional. Relaciones de campo: El Gneis de Dragón, en Venezuela, ocupa el nivel medio de la porción oriental de la Formación Macuro Según KUGLER (1952), el cuerpo presenta una longitud de 10 km, un espesor aproximado de 2000 m., la foliación, con rumbo general NESO y un buzamiento de 55° SE. Los contactos laterales del gneis con la Formación Macuro se describen como graduales e interdigitados entre el augengneis y el esquisto cuarzoclorítico-muscovítico, respectivamente. NAVARRO (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1974) sugiere que el Gneis de Dragón representa la zona de borde de la intrusión granítica, mientras que la Asociación Igneo-Metamórfica de El Mango-Doña Juana puede formar parte de la zona central del plutón. Edad: Existe una sola edad radimétrica poco precisa, realizada por JAEGER (en KUGLER, 1972) por el método Rb/Sr en roca total: 230 ± 100 Ma, lo cual significa un amplio rango de edad desde el Paleozoico medio al Mesozoico medio. Ciertamente excluye la posibilidad de un basamento Precámbrico. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1974) proponen que el magmatismo ocurrió al cierre del Jurásico y el metamorfismo en el Cretácico tardío. A modo de comparación, la edad radimétrica (método K/Ar en hornablenda) obtenida por SANTAMARÍA (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1974), en rocas de la Asociación Igneo-Metamórfica El Mango-Doña Juana, es de 128 ± 11 Ma. 335 Correlación: El Gneis de Dragón se ha correlacionado genéticamente con los otros cuerpos ígneo-metamórficos intercalados en la Formación Macuro, los cuales son: la Asociación Ígneo-Metamórfica El Mango-Doña Juana y los gneises graníticos de La Yaguara, La Horqueta, de la quebrada de Mauro, del Hoyo y del río Izquierdo. En forma indirecta se le compara con el Gneis de Sebastopol (Complejo Basal de Sebastopol, pre-Mesozoico), (HESS en KUGLER, 1972), con el Gneis de Peña de Mora (Mesozoico?, Precámbrico?). 336 E VÁLIDO EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Mérida. El nombre de Formación El Águila fue usado por KOVISARS (1972), para designar las rocas paleozoicas ubicadas en el páramo de Mucuchíes, cerca del pico El Águila, y al oeste de la quebrada La Toma. Estas rocas habían sido incluidas previamente, como parte de la Formación Mucuchachí por SHAGAM, (1972). Posteriormente GRAUCH (1975), las incluye en la Formación Tostós (cuadro de correlación). GARCÍA y CAMPOS (1972), la comparan en parte con la Formación Río Momboy. BENEDETTO (1982) la incluye en la Zona 3 de su Zonación tectónico estratigráfica del noroeste de América del Sur. BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) al tratar las provincias geológicas o terrenos del occidente de Venezuela, la incluyen dentro del Terreno Mérida, con categoría de unidad litodémica, con el rango de asociación. La localidad tipo de la Asociación El Águila está en las cercanías del pico El Águila, desde la quebrada El Gavilán hacia el noreste, hasta la quebrada Los Matroces, a través de una secuencia plegada y repetida, desde las unidades más antiguas, hasta las más jóvenes. (Hoja N° 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad aflora, en el páramo de Mucuchíes, cerca del pico El Águila, con buenos afloramientos a lo largo de la carretera Trasandina, en ruta hacia Timotes. KOVISARS (1972) subdivide la unidad en tres intervalos con el rango de miembro, en orden ascendente: Miembro de Cuarcitas de Gavilán, Miembro El Balcón y Miembro de Caliza de Cebolleta. El Litodemo de Cuarcitas de El Gavilán tiene su localidad tipo en el paso de la carretera Transandina por las cabeceras de la quebrada El Gavilán, y se extiende a lo largo de la falla El Gavilán, como una faja caracterizada por cuarcitas de color blanco o amarillo pálido, de grano muy fino, en estratos delgados, localmente laminados con abundante cuarzo y micas; puede presentar localmente intercalaciones de filita gris. El Litodemo El Balcón, está compuesto principalmente por filitas y metalimolitas y es la unidad predominante de la Asociación El Águila; la localidad tipo se encuentra en el cerro El Balcón al sureste del pico El Águila. El intervalo superior o Litodemo de Caliza de Cebolleta, está restringido a una zona angosta de rumbo noreste al oeste del pico El Águila, su localidad tipo es la angosta fila que forma la divisoria oriental de la quebrada La Cebolleta, cerca de sus cabeceras; el tipo principal de roca es un mármol silíceo que grada a filitas calcáreas. Localmente en la Asociación El Águila se presentan estaurolitas y andalucitas en zonas cercanas a intrusiones o a fallas. Efectos erosivos y hundimiento sobre la Asociación Sierra Nevada, del Precámbrico tardío, parecen haber desarrollado estilos de cuencas sedimentarias paralelas al rumbo andino actual, sobre las cuales se depositaron El Águila y unidades equivalentes. KOVISARS (1972) estima un espesor que varía entre 1450 y 2250 m. 337 La unidad es discordante sobre afloramientos de la Formación Sierra Nevada. El tope está indicado como una marcada interrupción estratigráfica, y según KOVISARS (1972), la Caliza de Cebolleta infrayace concordantemente a las areniscas de la Formación Sabaneta. En las calizas de Cebolleta, se ha observado la presencia de tallos de Crinoideos recristalizados, indeterminables. Con base a sus relaciones de campo, se ha determinado que la unidad tiene una edad Carbonífero-Pérmico. Las Cuarcitas de El Gavilán y las Filitas de El Balcón, serían correlacionables con parte de la Formación Mucuchachí y con el intervalo Mocojó, de la Asociación Río Momboy. Las calizas de Cebolleta, serían correlacionables, en parte, con la Formación Palmarito y con el intervalo calcáreo Mendoza, de la Asociación Río Momboy. Todas estas correlaciones se establecen con base a semejanzas litológicas. Sinónimo de la Formación El Águila, miembros Cuarcitas de El Gavilán, Filitas de El Balcón, Calizas de Cebolleta. INVÁLIDO EL ÁGUILA, FORMACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Mérida. El nombre de Formación El Águila fue usado por KOVISARS (1972), para designar las rocas paleozoicas ubicadas en el páramo de Mucuchíes, cerca del pico El Águila, y al oeste de la quebrada La Toma. Estas rocas habían sido incluidas previamente, como parte de la Formación Mucuchachí, por SHAGAM (1972). Posteriormente GRAUCH (1975), las incluye en la Formación Tostós (cuadro de correlación). GARCÍA y CAMPOS (1972), la equiparan en parte con la Formación Río Momboy. BENNEDETTO (1982) la incluye en la Zona 3 de su Zonación tectónico estratigráfica del Noroeste de América del Sur. BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) al tratar las provincias geológicas o terrenos del occidente de Venezuela, la incluyen dentro del Terreno Mérida, con categoría de unidad litodémica, con el rango de asociación. Véase: EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN. INFORMAL EL ALAMBIQUE, ESQUISTOS Y CUARCITAS DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Estados Barinas y Mérida El nombre de Esquistos y Cuarcitas de El Alambique fue propuesto por SCHUBERT (1968), para designar una de las tres unidades de aplicación local en las que se dividió al Grupo Iglesias, en la región de Barinitas-Santo Domingo. La localidad tipo se encuentra en la carretera Barinitas-Santo Domingo, en las inmediaciones del caserío de El Alambique al este del caserío de La Raya. (Hoja N° 6042, 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad aflora en forma de masas aisladas en contacto con el Gneis Granítico de La Raya. 338 VILLALTA y TERÁN (1977), basados en el estudio de una galería de presión subterránea, muestran a esta unidad como una faja continua, de aproximadamente 200 a 300 m de anchura, a través del valle del río Santo Domingo. La unidad consiste de capas alternantes plegadas de 0,5 a 1 m de espesor, de cuarcitas laminadas marrón claro a gris azuloso o verdoso, y esquistos micáceos gris a gris verdoso. Los esquistos consisten de cuarzo, plagioclasa, muscovita y biotita, con óxido de hierro como accesorio; las cuarcitas consisten de cuarzo, microclino, oligoclasa y muscovita, con esfena como accesorio. Los escasos afloramientos, no revelan datos sobre el tipo de sedimentos que formaron originalmente esta unidad ni permiten determinar su espesor. El contacto con el Gneis Granítico de La Raya, es estructuralmente concordante; se observaron vetas de cuarzo que penetran los esquistos, lo cual podría ser un indicio de que el gneis granítico es intrusivo en los esquistos. Con base en las relaciones estratigráficas, se le asignó una edad Precámbrico superior a esta unidad. Basándose en la litología, SCHUBERT (1968) correlacionó tentativamente a los Esquistos y Cuarcitas de El Alambique, con la Formación Bella Vista. INVÁLIDO EL ALASANO, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) empleó este nombre sin definición adecuada y posteriormente WILLISTON y NICHOLS (1928) efectuaron su revisión. El término ha sido invalidado por ausencia de descripción adecuada y correlación dudosa. INFORMAL EL ALTO, CONGLOMERADO DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Falcón. HUNTER y BARTOK, (1974) mencionan una facies conglomerática no consolidada, de edad probablemente post-Pliocena, que localmente suprayace el Miembro Amuay de la Formación Paraguaná. En el cuadro de correlación lo colocan como Conglomerado El Alto, independiente de la Formación Paraguaná, correlacionándolo con la Formación Coro de Falcón norcentral y con la parte superior de la Formación Castilletes de la península de La Guajira, pero no describen la unidad. FEO CODECIDO et al. (1974) incluyen la facies conglomerática denominada El Alto suprayaciendo en contacto gradacional a las calizas del Miembro Amuay, dando como áreas de mejor afloramiento Guácuira Arriba y el cerro El Alto, al norte de Pueblo Nuevo. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) lo incluyen en la Formación Paraguaná, como Miembro El Alto. REY (1996) encuentra foraminíferos planctónicos de la Zona de Globorotalia truncatulinoides en la parte basal de la unidad, 339 definiendo la edad como Pleistoceno y excluyéndola por tanto de la Formación Paraguaná, como una unidad independiente. VÁLIDO EL AMPARO, PLUTÓN DE PALEOZOICO (Pérmico) Estado Falcón. Referencias: MAC DONALD (1968) utilizó esta denominación, para designar un cuerpo intrusivo granítico que aflora a corta distancia, al oeste de Pueblo Nuevo, región central de la península de Paraguaná. Anteriormente, PÉREZ MENA (1967) había mencionado ya un granito muy meteorizado, sin entrar en mayores detalles petrológicos. FEO CODECIDO (1968 y 1971) publica breves descripciones del plutón y aporta las únicas dataciones radiométricas del mismo. RODRÍGUEZ (1969) realiza un detallado estudio de la alteración hidrotermal del Complejo Igneo-Metamórfico de Pueblo Nuevo y publica en 1985 un estudio sobre la formación de granito, económicamente explotable en la zona de contacto de la intrusión, en la Formación Pueblo Nuevo. Localidad tipo: Quebrada El Amparo, a 5 km al suroeste de Pueblo Nuevo y a 2 km al este de San José de Cocodite, área central de la península de Paraguaná, distrito Falcón, estado Falcón. (Hoja N° 6251, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: El Plutón de El Amparo sólo aflora en la Mesa de Cocodite, en una zona equidistante entre los poblados Pueblo Nuevo y San José de Cocodite, Paraguaná central. MACDONALD (op. cit.) menciona un ancho de 8 Km. Descripción petrológica: MACDONALD (op. cit.) describe un granito hornabléndico biotítico, cataclástico, y levemente metamorfizado (sausuritizado), que intrusiona la Formación Pueblo Nuevo del Jurásico superior y que se halla rodeado de una angosta zona de metamorfismo de contacto. MARTÍN BELLIZZIA (1968) cataloga la intrusión, como una meta-granodiorita. RODRÍGUEZ (op. cit.) lo describe como un granito de grano grueso, de colores claros, frecuentemente verdosos debido a la alta concentración de los máficos hornablenda, biotita y epidoto; como componentes principales menciona además, microclino, plagioclasa y cuarzo y como accesorios, apatito, esfena, zircón y granate. Evidentemente, los diferentes estudios petrográficos disponibles son insuficientes para caracterizar el plutón. Este último autor menciona además diques aplíticos y segregaciones pegmatíticas dentro del cuerpo y diques de pórfidos hornabléndico-feldespáticos y cuarzofeldespáticos, como satélites externos que cortan la Formación Pueblo Nuevo. MARTÍN (op. cit.) se refiere a unos diques basálticos intrusivos y FEO CODECIDO (op. cit.) habla de diques ácidos graníticos y riolíticos. RODRÍGUEZ (op. cit.) describe pseudogneises (granitos gnéisicos) que conforman el borde de contacto del plutón, y es de apenas 3 m de espesor. 340 Ambiente tectónico y petrogénesis: De acuerdo a MACDONALD (op. cit.) el bajo grado metamórfico y la poca extensión de la aureola metamórfica de contacto, indican que el meta-granito de El Amparo es un plutón epizonal, emplazado a poca profundidad. Sufrió un período de deformación y de leve metamorfismo, a fines o inmediatamente después de su emplazamiento. Relaciones de campo: Según MACDONALD (op. cit.) el Plutón de El Amparo intrusiona la Formación Pueblo Nuevo, con desarrollo de una estrecha aureola de metamorfismo de contacto de 10 m o menos. MARTÍN BELLIZZIA (op. cit.), por el contrario, opina que los contactos son discordantes y de falla, con rocas mesozoicas suprayacentes (Formación Pueblo Nuevo). FEO CODECIDO (op. cit.) se refiere a un complejo granítico de "proporciones batolíticas indeterminadas", pero que sí intrusiona a una secuencia de esquistos y gneises en la mesa de Cocodite. Edad: Debido a su condición supuestamente intrusiva en la Formación Pueblo Nuevo del Jurásico superior, MACDONALD (op. cit.) propone una edad Cretácica para el evento magmático. Las dataciones radiométricas realizadas por la SHELL DEVELOPMENT COMPANY en Texas (en FEO CODECIDO, 1971), mediante el método U/Pb en esfena; proporcionaron una edad de 262 y 265 Ma., lo cual corresponde al Pérmico. Correlación: FEO CODECIDO (1971) establece relaciones estratigráficas y petrográficas "con intrusiones similares expuestas en el Macizo de El Baúl, isla de Toas, levantamiento de El Palmar (Perijá) y península de La Guajira, cuyas edades oscilan en los alrededores del Paleozoico tardío. Importancia económica: De acuerdo con RODRÍGUEZ (op.cit.), la acción térmica del Plutón de El Amparo sobre sedimentos carbonáceos (Formación Pueblo Nuevo) habría generado las filitas grafitosas que presentan concentraciones, económicamente explotables de grafito. VÁLIDO EL BALCÓN, MIEMBRO (Asociación El Águila) PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) Estado Mérida. KOVISARS (1972) utiliza el término Miembro El Balcón para describir las filitas y limolitas que constituyen la subunidad dominante de la Formación El Águila, (hoy Asociación) y son muy prominentes en el páramo de Mucuchíes. La localidad tipo está en el cerro El Balcón, al sureste del pico El Águila. Hay excelentes afloramientos a lo largo de la carretera Trasandina y de la carretera desde el pico El Águila hasta la torre de transmisión telefónica del alto de Timotes; más pobres, y de acceso más difícil, son los afloramientos de la zona al oeste de la quebrada La Toma. BENEDETTO y SÁNCHEZ (1979) se refieren a este miembro, como equivalente de la Formación Mucuchachí. 341 MARECHAL (1983) hace referencia al Miembro Medio El Balcón, asignándole 1000 m de esquistos sericíticos, azul oscuro. (Hoja N° 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La roca típica del Miembro El Balcón es una filita cuarzosa, finamente laminada, de grano fino y color gris medio. Las láminas varían entre 0,02 y 0,1 m de espesor. Al aumentar el contenido de cuarzo y feldespato, la roca grada a una limolita micácea o clorítica. Las rocas de los dos tercios inferiores del miembro tienen color gris característico, pero en el tercio superior, hay una tendencia a colores pardo o tostado. El espesor de las capas individuales varía entre 10 cm y más de 1 m, las gradaciones desde composiciones muy micáceas (o cloríticas) a marcadamente cuarzosas, son comunes. Algunas filitas cerca de la falla de Gavilán, contienen porfidoblastos de granate. KOVISARS (1972) estima un espesor para este miembro, entre 1000 y 1200 m. La base del miembro está en el tope de la última capa de cuarcita laminada, del Miembro Cuarcitas de Gavilán. El tope grada a las calizas silíceas del Miembro de Caliza de Cebolleta; el contacto superior se coloca por debajo de la capa inferior extrema de caliza. Véase: EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN. INVÁLIDO EL BANQUITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Miranda. Este término fue empleado casualmente por FEO CODECIDO (1962) para designar sedimentos expuestos en la región de La Sabana y Chirimena, discordantes sobre la Formación Las Mercedes, mejor descritos posteriormente. Véase: LA SABANA, CAPAS DE. VÁLIDO EL BAÑO, GRANITO DE MESOZOICO (Jurásico?) Estado Lara. Referencias: Este nombre fue introducido por HABICHT (1960), para designar el granito expuesto en El Baño, estado Lara. Localidad tipo: Sitio denominado El Baño en el río Sicare, que forma parte de las cabeceras del río Misoa, estado Lara. Extensión geográfica: Restringido a los afloramientos en los alrededores de El Baño, tanto en la carretera Carora-Lagunillas como en el río Sicare. 342 Descripción litológica: HABICHT (1960) describió el granito de El Baño como gruesamente cristalino, de color gris claro, con feldespatos blanco-grisáceos y hojuelas de muscovita, a veces muy frecuentes destaca la escasez de minerales oscuros. Bajo el microscopio se observan indicios de deformación cataclástica moderada. Relaciones de campo: Al oeste está en contacto de falla con las lutitas de la Formación Trujillo. El resto se encuentra normalmente cubierto por sedimentos cretácicos de rumbo norte-sur (HABICHT, op. cit.) Edad: HABICHT (op cit.) asignó el granito provisionalmente al pre-Cretácico, sin edades bien definidas. MARTÍN BELLIZZIA (1968) mencionó una determinación de edad radiométrica en muscovita (proveniente de la Compañía SHELL de Venezuela) de 175 ± 25 Ma. que correspondería al Jurásico temprano. Correlación: HABITCH (1960) sugirió la existencia de granitos similares en el basamento del pozo exploratorio LS-1 387 en Pueblo Viejo, en los gneises y granitos gnéisicos de la fila de Aroa y los granitos gnéisicos, ortogneises y gneises cuarzo-albíticos que afloran entre Valencia y Puerto Cabello. VÁLIDO EL BARBASCO, GRUPO PALEOZOICO (Cámbrico tardío-Ordovícico) Estado Cojedes. MARTÍN (1961) introdujo este nombre, para designar todas las rocas metasedimentarias que afloran en el Macizo de El Baúl, estado Cojedes y que ocupan un tercio de la superficie del macizo. Estas rocas habían sido mencionadas anteriormente por LIDDLE (1946), BUCHER (1952), PATTERSON y WILSON (1953) y ROD (1955). FEO-CODECIDO (1955) publicó una breve descripción petrográfica de estos metasedimentos Su localidad tipo es el hato El Barbasco, a unos 10 km al norte del pueblo de El Baúl, distrito Girardot, estado Cojedes, y se extiende, desde las inmediaciones de los cerros Barraguán y Bartolo al norte, hasta los cerros Galápago y Cayetano, en los extremos suroccidental y suroriental del macizo. (Hojas N° 6542 y 6543, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). MARTÍN (op. cit.) dividió el grupo en tres secciones: una sección inferior (Formación Mireles), que es esencialmente filítica y metalimolítica fosilífera, y aflora en la región de Mireles; una sección intermedia (Formación Cerrajón) cornubianítica, con intercalaciones de cuarcitas, estéril, expuesta en la parte central y norcentral del macizo; y una sección superior (Formación Cañaote) metasamítica, de grano medio a grueso, estéril, expuesta en el extremo suroriental de la región. El ambiente sedimentario de este grupo, se inicia con una depositación transicional de línea de playa a continental, bajo condiciones de plataforma inestable. Posteriormente, la sedimentación se hace enteramente continental (MARTÍN, op. cit.). Sufrió un 343 metamorfismo regional de bajo grado, al que se sobreimprimió localmente un metamorfismo de contacto, causado por intrusiones graníticas. El espesor conjunto del grupo es de unos 1200 m. El contacto inferior del grupo no es visible; el superior es discordante y de falla con el Grupo Volcánico de Guacamayas. Las formaciones entre sí exhiben contactos concordantes y transicionales, y en algunos casos, son equivalentes laterales. El Granito de El Baúl, del Paleozoico tardío (275-287 Ma.), es intrusivo en las rocas de este grupo. Sólo en la Formación Mireles se han encontrado fósiles, se trata de trilobites de las especies Olenellus thompsoni, Paedeumias sp. y Wanneria sp. del Cámbrico temprano (MAYNC, 1956) y Parabolina argentina del Cámbrico tardío, al Ordovícico temprano (Tremadociense), (FREDERICKSON, 1958). Según BENEDETTO y SÁNCHEZ (1985). El Grupo El Barbasco ha sido correlacionado con las formaciones Carrizal y Hato Viejo, del Cámbrico temprano-Ordovícico tardío (LIDDLE, op. cit., BUCHER, op. cit. y FEO-CODECIDO, op. cit.). Posteriormente, MARTÍN (op. cit.) consideró que este grupo muestra afinidades con la parte inferior de la Formación Mucuchachí en Los Andes venezolanos, y con las formaciones Quétame y Guejar en Colombia. Véanse: CAÑAOTE, FORMACIÓN; CERRAJÓN, FORMACIÓN FORMACIÓN. y MIRELES, INVÁLIDO EL BAÚL, SIENIT A ALCALINA DE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. MARTÍN BELLIZZIA (1961) introdujo este nombre para designar la roca que bordea al batolito granítico de El Baúl, formando colinas onduladas en la región de Ave María y Piñero; ésta había sido descrita anteriormente por FEO CODECIDO (1954) como diferenciaciones sieníticas del cuerpo granítico. El nombre es homónimo del Granito Alcalino de El Baúl, de la misma autora, y deberá ser sustituido. La unidad tiene su localidad tipo en el cerro Ave María y las colinas de Chigüire y Mogote Samanciteño en la región de Ave María, unos 800 m al norte del pueblo de El Baúl, estado Cojedes; se extiende hacia el oeste a los cerros Yuca, Barraguán, y Arenal, y hacia el centro y este al cerro El Guayabo, estribaciones de la serranía de Merecure, cerro El Guaical y diversas colinas dispersas en las sabanas de Piñero. De acuerdo con su composición química, norma y modo, la roca es una sienita alcalina, caracterizada por su riqueza en sodio, hierro, minerales titaníferos, ortoclasas sódicas y plagioclasa de composición albita-oligoclasa, granularidad media a gruesa hasta pegmatítica, con textura intersertal o traquitoide en la cual se destaca el arreglo intergranular de cristales prismáticos de los feldespatos y ferromagnesianos. Los colores gris, rosa salmón, gris verdoso o azulado de aspecto moteado, varían de acuerdo con el tipo de feldespato y piroxeno sódico presente. La mineralogía se caracteriza por plagioclasa sódica comúnmente zonada y ortoclasa sódica, micropertita y cordierita transparente; los 344 máficos son aegerina, aegerina augítica, augita titanífera, barkevikita-riebekita o lepidomelano titanífero. En las masas sieníticas se desarrollan ampliamente estructuras primarias de flujo, tales como líneas y capas de flujo y lineación de cristales. En las facies finas se desarrollan planos de rift y diaclasas tensionales. Se considera que la roca corresponde al borde o zona marginal del granito proveniente de magna per-aluminoso cuyo emplazamiento, de acuerdo con sus relaciones internas y externas, pudo haberse producido a poca profundidad, desarrollando una aureola de metamorfismo en la facies de la "muscovita-clorita". Está cruzada por diques pegmatíticos sódicos y por riolita esferulítica. La unidad muestra contacto discordante, localmente paralelo, con la foliación de las metamórficas del Grupo El Barbasco y discordante y fallado con el Grupo Volcánico de Guacamayas. VÁLIDO EL BAÚL, GRANITO ALCALINO DE PALEOZOICO (Carbonífero tardío-Pérmico temprano) Estado Cojedes. Referencias: MARTÍN (1961) introdujo este término para designar la roca granítica zonada que aflora en el área oriental del Macizo de El Baúl. LIDDLE, (1946) hizo la primera mención informal del batolito como un granito feldespático rosado intrusionado por pórfido de augita o andesita y posteriormente BUCHER (1952) lo describe como granito biotítico rosado, localmente porfidico y cortado por rocas volcánicas. FEO CODECIDO (1954), realizó el primer estudio petrológico serio del mismo y distinguió tres tipos (facies) de granito: el porfidico (Granito de Mogote), biotítico equigranular (Granito de MataCorralito) y el tipo alcalino (Granito de Piñero), además de diferenciaciones dioríticas y sieníticas. Posteriormente, MARTÍN (op. cit.) efectúa el estudio de campo, petrográfico y geoquímico más completo y detallado de los aspectos de facies, emplazamiento, contactos, asimilación, segregación magmática, radioactividad y correlación. Al mismo tiempo, FEO CODECIDO (1961), presenta sus observaciones sobre la radioactividad de los granitos en la región de El Baúl. Finalmente, este último autor (1963, 1984), publica las edades radiométricas del granito, conocidas hasta esas fechas. Localidad tipo: En vista de la gran variedad de tipos y facies presentes, no se menciona una localidad tipo única, sino los cerros donde aflora y que son: Mata Oscura, Yagrumal, Cascabel, Los Oripopos, Merecure, Cordero, Puerto Escondido y El Guaical, en el estado Cojedes. Extensión geográfica: La masa granítica ocupa la porción oriental y septentrional del macizo de El Baúl (estado Cojedes). Se extiende desde el cerro Barraguán en el este, hasta los cerros Bartolo al este del río Pao (unos 30 km), y desde las colinas de El Mercado al noroeste, hasta el hato Piñero en el sur (unos 20 km). Descripción litológica: En el Granito Alcalino Zonado de El Baúl, se distinguen tres facies texturales: Mogote, Mata Oscura y Piñero. Asociadas al granito, se describen una facies 345 sienítica marginal y las intrusivas hipoabisales aplíticas, lamprofidicas y micrograníticas. La facies Mogote constituye la masa exterior del batolito y la textura es porfídica a pegmatítica, de tipo rapakivi (fenocristales de feldespato hasta 12 cm). Esta facies grada hacia el medio del batolito al tipo Mata Oscura, que es de grano equigranular grueso (el granito normal de FEO CODECIDO, 1954), y representa la facies dominante de la región. La facies Piñero ocupa el núcleo del batolito, se considera la masa más joven del mismo y su volumen es el menor de las tres variedades. La sienita alcalina, representa una facie subsilícica marginal del batolito, del que constituye apenas el 5%; presenta estructuras primarias de flujo, bien desarrolladas. Los persistentes diques de aplita alaskítica presentan espesores de hasta 17 m. Los diques de lamprofidos, que son de poco espesor y de moderada extensión, pertenecen a las variedades minete, minete sódica y camptonita. El Granito de El Baúl fue invadido por diques de riolita porfidica del Grupo Volcánico de Guacamayas, que no guardan relación genética con el granito. Ambiente tectónico y petrogénesis: De acuerdo a MARTÍN (op. cit.), el Granito Alcalino de El Baúl es del tipo de emplazamiento lento y de poca profundidad, lo cual permitió la segregación en la cámara magmática. Fue emplazado en las rocas metasedimentarias plegadas y falladas del Grupo El Barbasco, desarrollando sólo una delgada aureola de contacto, que localmente guarda cierto paralelismo con las rocas intrusionadas. También se observa un paralelismo del granito con la dirección de las fallas mayores. Edad: La edad absoluta del Granito Alcalino de El Baúl ha sido determinada en 287 ± 10 Ma por el método Rb/Sr y en 270 ± 10 Ma por el método K/Ar. Estas edades se extienden desde el Pensilvaniano al Pérmico temprano. Correlación: MARTÍN (op. cit.,) ha correlacionado el Granito Alcalino de El Baúl con los granitos de El Palmar y Totumo (sierra de Perijá), La Paz (subsuelo Zulia septentrional), isla de Toas y Bailadores (Andes de Mérida), y con el Granito de La Macarena en Colombia. Importancia económica: MARTÍN (op. cit.) propone el uso de los granitos, especialmente las facies Mogote y Mata Oscura, como material de construcción por su dureza, y como piedra ornamental, por su policromía y sus caprichosas estructuras. Sinonimia: El nombre del pueblo de El Baúl había sido empleado por LEUZINGER (en FEO CODECIDO, 1954), para designar indistintamente las rocas del basamento, las ígneas ácidas, las rocas metamórficas y las rocas volcánicas. Esta múltiple homonimia ha sido eliminada. VÁLIDO EL CALLAO, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. 346 Referencias: KOROL (1965) designa con este nombre las lavas que representan la fase volcánica básica de la Serie Pastora (hoy Supergrupo). KALLIOKOSKI (1965-a; 1965-b), opinó que los análisis químicos de lavas de El Callao, publicadas por Duparc (1922), indican que son de composición andesítica a basáltica. MENÉNDEZ (1968) redefine la unidad y la integra, con la Formación Cicapra, al Grupo Carichapo en la región de Guasipati. Más tarde, MENÉNDEZ (1994) reconoce, en la misma región, la presencia persistente y característica de toleitas magnesianas a comatitas en la parte inferior de la unidad, e identifica este sector como una nueva formación que denomina Florinda. De esta manera, la Formación El Callao queda restringida a la parte media a superior del Grupo Carichapo suprayaciendo a Florinda. Al redefinirla por segunda vez, MENÉNDEZ (op. cit.) no propone ningún cambio en la ubicación de la sección tipo original de la unidad. Localidad tipo: Río Yuruari desde la desembocadura de la quebrada Iguana hasta 1,5 km aguas arriba, municipio autónomo El Callao del estado Bolívar; Hoja N° 7838, escala 1:100.000, de Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora en escala kilométrica en el estado Bolívar, al oeste y sudeste de La Pastora en una franja de hasta 3 km de ancho, al sur y sudeste de El Callao; al noreste y noroeste de la región de Guasipati; al noroeste de El Dorado en la región Yuruán-Ave Chica (BENAÍM, 1982). Descripción litológica: La unidad consiste casi en su totalidad de metalavas de composición basáltica (MENÉNDEZ, 1972); comúnmente exhiben estructuras en almohadillas hasta de 2 m de diámetro, que presentan amígdalas principalmente de cuarzo que se concentran en el tope de los flujos, además de fracturas radiales rellenas de epidoto y cuarzo; algunas coladas presentan estructura columnar. Las lavas almohadilladas son afaníticas y alternan con coladas no almohadilladas, de grano más grueso y textura subofitica. Brechas de flujo de hasta 40 cm de espesor alternan con las coladas de lava. En la parte superior contiene jaspe y metaftanitas ferruginosas y manganesíferas. La unidad ha sido afectada por metamorfismo regional de bajo grado, facies del esquisto verde, que localmente, en las zonas de contacto con masas graníticas, pasa a facies de la anfibolita. Las lavas y rocas básicas intrusivas asociadas cambian gradualmente a color más oscuro al aproximarse a las masas graníticas del Complejo de Supamo, cambio que es paralelo a un cambio en la mineralogía metamórfica y en la textura. KOROL (1965) describió originalmente la unidad como constituida de lavas espilíticas. MENÉNDEZ (1994) ilustró la tendencia de cristalización magmática de las rocas volcánicas de las unidades del Grupo Carichapo, donde indicó que las lavas de El Callao son esencialmente toleitas normales con tendencia a toleitas ferruginosas. Ambiente tectónico y petrogénesis: Según lo sugiere MENÉNDEZ (1994) las lavas de El Callao pueden haber sido producto de volcanismo fisural en corteza oceánica con un patrón primario de norte sur a N 10° E, dentro de una primera fase volcánico sedimentaria que dio origen a los cinturones de rocas verdes que se encuentran en la provincia geológica de Pastora. 347 Espesor: En los alrededores de El Callao el espesor máximo se estima en 1200 m. Contactos: Según KOROL (1965), la unidad suprayace en contacto concordante a la Formación Yuruari e infrayace a la Formación Caballape; las tres unidades integran su grupo Pastora. MENÉNDEZ (1968), señala que el contacto inferior de la unidad es siempre concordante con las rocas graníticas del Complejo de Supamo, que la intrusionan. Según la redefinición propuesta por MENÉNDEZ (1994), la unidad suprayace a la Formación Florinda, ubicada en la base del Grupo Carichapo. El contacto superior es transicional con la Formación Cicapra, y donde está ausente, es concordante con la Formación Yuruari. Edad: MENÉNDEZ (1968) señaló la edad de aproximadamente 2000 Ma del Complejo de Supamo, intrusivo en la formación. KLAR (en MENÉNDEZ, 1994) determinó edades U-Pb en circones del Complejo de Supamo, dentro de un intervalo de 2050 a 2200 Ma. Correlación: ESPEJO (1974) considera que la Formación La Cuaima es comparable mineralógica y químicamente con la Formación el Callao, aunque bien puede ocupar un nivel estratigráfico diferente. Importancia Económica: Constituye la roca caja de vetas auríferas de las minas de El Callao. Estos yacimientos están ubicados en zonas de deformación y de cizallamiento de orientación definida y asociados con sulfuro diseminados (MENÉNDEZ, 1972; 1994). INVÁLIDO EL CALLAO, ROCAS VERDES DE, SERIE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. DUPARC (1922) introdujo el término "rocas verdes de El Callao" para designar un conjunto de rocas expuestas en la región de El Callao, estado Bolívar, entre las cuales diferenció rocas verdes, porfiritas con hornablenda, diabasas sin olivino, microgranulitas, metatobas, esquistos de origen detrítico, esquistos sericítico-talcosos con calcita y jaspes típicos. Estas rocas fueron estudiadas y descritas en detalle posteriormente por diversos autores, y el nombre ha sido sustituido. El término "Serie El Callao", empleado por KALLIOKOSKI (CHASE, 1965), es inválido por su sinonimia innecesaria con la formación. VÁLIDO EL CANTIL, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense temprano?) Estado Monagas 348 Referencias: 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 Bergantín. 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, (Isla 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 este 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 (SVIP, 1963). ROSALES (1960) considera la Formación El Cantil de edad Aptiense Albiense y postula una equivalencia lateral con la parte superior de la Formación Chimana. METZ (1968) y VIERBUCHEN (1978) definieron en el flanco meridional de los cerros El Pato y Piedra un intervalo carbonático perteneciente a la Formación El Cantil y suprayacente a la Formación Barranquín. Según VIVAS y MACSOTAY (1995), este intervalo corresponde a un desarrollo carbonático fosilífero de edad Barremiense-Aptiense temprano y lo asignaron a la Formación Chuparipal. En el flanco septentrional de los cerros El Pato y La Pascuala-El Toro existe un intervalo carbonático cartografiado por METZ (1968) y VIERBUCHEN (1978) como Formación El Cantil. VIVAS y MACSOTAY (1995) asignan dicho intervalo a la Formación Majagual de ROD y MAYNC (1954), por presentar las mismas características bio y litogenéticas de dicha formación. 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 km 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 km al oeste de la localidad tipo de LIDDLE. VIVAS (1987) describe secciones de referencia en la región de Bergantín-Santa Inés (estado Anzoátegui), sobre el río La Maravilla, constituidas principalmente de biomicritas con Orbitolina sp. Extensión geográfica: Serranía del Interior, Venezuela nororiental. 349 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. El 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. VIVAS (1987) describe la Formación El Cantil en la región de Bergantín-Santa Inés como una sección de unos 40 a 50 m de espesor de calizas biodetríticas muy ricas en Orbitolina sp.; hacia el tope de la sección aparecen calizas con algas y desarrollo de niveles de marlitas muy ricas en equinodermos, moluscos y raros amonites de edad Aptiense tardío. El conjunto de los géneros de bivalvos más frecuentes sugiere una paleoprofundidad de 120 ± 40 m, o sea un banco calcáreo de plataforma externa en dominio arco litoral (MACSOTAY, 1980) Espesor: En la sección de referencia (ROSALES, 1959) la unidad tiene 866 m de espesor; en otros sitios éste es generalmente menor, aunque nunca inferior a los 300 m. En Bergantín-Santa Inés mide 40 a 50 m de espesor. Relaciones de campo: El contacto basal con la Formación Barranquín es concordante y transicional; cerca de las secciones tipo y en el flanco sur de la Serranía, se coloca arbitrariamente en el nivel donde la secuencia exhibe carácter más marino. En los ambientes cercanos a la costa, (parte norte de Anzoátegui y Sucre) la Formación El Cantil es reemplazada por el conjunto de las formaciones García, Borracha y Chimana. En el flanco sur de la serranía, el tope de la Formación El Cantil está marcado por calizas negras, concrecionarias, bien estratificadas, características de la Formación Querecual; en los ambientes cerca de la costa septentrional, donde la parte superior de El Cantil se denomina Formación Chimana, el contacto es concordante, transicional y diacrónico y se coloca arbitrariamente donde la secuencia es más lutítica o margosa. Fósiles: Los foraminíferos descritos incluyen Pseudocyclammina hedbergi, Choffatella decipiens, Orbitolina concava texana y Dictyoconsus walnutensis. Los amonites del Miembro García comprenden especies de Megatyloceras y Dufrenoya. Edad: Cretácico; Aptiense a Albiense 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. VÁLIDO EL CAÑO, FORMACIÓN MESOZOICO 350 Estado Aragua. Referencias: SHAGAM (1960) definió a la Formación El Caño, como unidad basal del Grupo Villa de Cura, KONIGSMARK (1965) y OXBURGH (1965) siguieron este criterio, pero SEIDERS (1965) invirtió la secuencia del grupo, colocando la Formación El Caño en el tope. PIBURN (1968) describió en detalle la unidad, situándola en el orden originalmente establecido por SHAGAM (1960). NAVARRO (1983) asimismo adoptó la secuencia invertida, indicando que las formaciones El Caño y El Chino no son cartografiables separadamente, y en conjunto constituyen su Unidad de Metatobas, la más joven de las tres unidades informales en que subdividió al Grupo Villa de Cura. BEETS et al. (1984) analizaron muestras de la unidad. Localidad tipo: Río El Caño, afluente del río El Pao, a unos 6 km al noroeste de San Sebastián, distrito Zamora, estado Aragua. (Hoja N° 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Adicionalmente se encuentran buenos afloramientos en los ríos Caramacate y Tiara. Extensión geográfica: La Formación El Caño aflora como una franja en la parte septentrional de la serranía del Interior, en los estados Carabobo, Aragua, Guárico y Miranda. Descripción litológica: SHAGAM (1960) indica que la litología predominante es la metatoba afanítica máfica, laminada, de color verde, que constituyen el 70% de la formación; metatoba máfica de color azul verdoso intenso, de grano medio, maciza y generalmente foliada, que constituye el 20%; metaftanita y metaarenisca cada uno en proporción menor del 5%. KONIGSMARK (1965) mencionó además esquisto macizo epidótico-clorítico-albítico-cuarcífero. SEIDERS (1965) en la zona de Caucagua también encuentra esta formación pero más foliada. Según PIBURN (1968), la Formación El Caño está compuesta en un 75%, por metatobas máficas, finamente laminadas, con intercalaciones de filita marrón. Las metatobas son agregados muy finos de albita no maclada, pumpellita y clorita con cantidades menores de actinolita, sericita, estilpnomelano, cuarzo, calcita, clinopiroxeno y hornablenda. Otros componentes son: filita marrón laminada (10%), compuesta por láminas oscuras de albita-clorita-pumpellitaepidoto o claras de albita-sericita-calcita; hay abundancia de hematita fina. En la base se encuentran metaconglomerados volcánicos (10%), con fragmentos volcánicos de ftanita negra. El 5%, remanente, lo constituyen metalavas y sills hipoabisales, en los cuales entran metabasalto, metaandesita porfirítica y diabasa cuarzo-piroxénica. NAVARRO (1983) presenta un estudio geoquímico y petrográfico detallado de las rocas del Grupo Villa de Cura, determinando que las rocas de esta formación fueron sometidas a un metamorfismo de muy bajo grado en la zona de la pumpellita-actinolita y parcialmente en la zona de la lawsonita- albita. NAVARRO et al. (1987, 1988) recomiendan redefinirla como semejante a la Formación El Chino, pero con una mayor abundancia de toba laminada por sedimentación subacuática y mayor proporción de sedimentos retrabajados del arco volcánico, con intercalaciones de sedimentos finos de origen marino. Espesor: PIBURN (1968) estimó, en la localidad tipo, un espesor de 1400 m. 351 Relaciones de campo: En la parte meridional de la zona de afloramientos está en contacto de falla con la Formación Paracotos, mientras que hacia la parte sur su contacto ha sido considerado como concordante con la Formación El Chino. Según SHAGAM (1960) este contacto está marcado por el cambio de metatobas laminadas a metatobas bandeadas. Fósiles: No se han encontrado Edad: Al igual que otras formaciones del Grupo Villa de Cura se interpretan de edad Mesozoico. Correlación: BEETS et al. (1984) encuentran similitud textural y química con la Formación Washikemba, de Bonaire. Sinonimia: Parcialmente sinónimo de la Unidad de Metatobas de NAVARRO (1983) Véase: VILLA DE CURA, GRUPO. VÁLIDO EL CARMEN, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Campaniense) Estado Aragua. Referencias: Con este nombre SHAGAM (1960) describió a un conjunto de metalavas máficas interestratificadas con rocas metasedimentarias y otros tipos de rocas metavolcánicas, ubicándola entre sus formaciones El Chino y Santa Isabel. OXBURGH (1965), KONIGSMARK (1966), JARVIS (1966) y PIBURN (1968) completan la descripción y la extienden su cartografía. SEIDERS (1965) y URBANI et al. (1990) no reconocen esta unidad en Miranda central (Santa Teresa-Guatopo) por la escasez de metalavas. NAVARRO (1983) presenta un estudio geoquímico y petrográfico detallado y la correlaciona con su Unidad de Metalavas. GIRARD (1981) y BEETS et al. (1984) aportan nueva información petrológica y geoquímica. Localidad tipo: Hacienda El Carmen, distrito Zamora del estado Aragua. (Hoja N° 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora desde Aragua central hasta el sur de Carabobo y norte de Guárico. Descripción litológica: SHAGAM (1960), describió las lavas como basaltos espilíticos típicos con fenocristales augíticos, que constituyen cerca del 30% de la formación. Las rocas sedimentarías asociadas son metatobas básicas de textura variable entre afanítica y de grano grueso. Las metalavas son rocas verde-azuladas, submacizas a esquistosas, con grandes fenocristales augíticos de color verde aceituna, albita (20%), clorita (30%), 352 actinolita (10%) y plagioclasa sausuritizada. PIBURN (1968) describió metalava piroxenítica con fenocrístales de clinopiroxeno que varían de frescos y euhedrales a intensamente triturados y alterados, en una matriz de actinolita, glaucofano, albita, clorita, pumpellyita y sericita; conglomerados volcánicos monolíticos (20%), reconocibles sólo en afloramientos frescos ya que su composición es idéntica a la de las metalavas y tobas líticas cristalinas (30%), intercaladas con las metalavas. Según NAVARRO et al. (1987, 1988) las rocas volcánicas almohadilladas e intercaladas con metasedimentos pelágicos (como las que afloran en el río Pao, al oeste de Santa Rosa, Aragua) deben asignarse a una secuencia ofiolítica equivalente a la Formación El Carmen. Espesor: PIBURN (1968) estimó un espesor de 1200 m. Geoquímica y paleoambiente: Según NAVARRO (1983) y NAVARRO et al. (1987, 1988) las lavas corresponden a basaltos de cadenas centro oceánicas (MORB). OSTOS (1990) indica que los metabasaltos tienen afinidad tholeítica, habiéndose formado probablemente en un borde divergente de placas. El contenido de elementos de tierras raras y los patrones de distribución de otros elementos, no aportan información inequívoca, pero no es inconsistente con un magmatismo de cuencas oceánicas profundas. Contactos: Han sido descritos como concordantes (y transicionales) con las formaciones El Chino y Santa Isabel, adyacentes. Edad: LOUBET et al. (1985) presentan nueve edades K/Ar de metalavas del Grupo Villa de Cura (mayoritariamente de la Formación El Carmen), con valores que van desde 77 a 107 Ma (Cretácico: Albiense-Campaniense). Véase: VILLA DE CURA, GRUPO. INVÁLIDO EL CAUCA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Nueva Esparta. Este nombre fue propuesto por alumnos de la Universidad Central de Venezuela y publicado por GONZALEZ DE JUANA et al. (1980), para designar la unidad superior pelítica del Grupo Los Robles. Considerando que la unidad inferior del Grupo Los Robles (Formación Piache), se incluye actualmente en la parte superior del Grupo Juan Griego, se ha dado a la sección correspondiente a la Formación El Cauca, la denominación de Formación Los Robles, término de mayor antigüedad y difusión. Véase: LOS ROBLES, FORMACIÓN. 353 INFORMAL EL CAZÓN, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. El término Miembro El Cazón fue propuesto por GUILLAUME et al., (1972) para una secuencia de la Formación Taguarumo, aflorante en la serranía de Guariquén. Consiste en una secuencia de lutitas calcáreas negras, finamente micáceas y dolomías calcáreas con concreciones arcillosas, intercaladas con calizas silíceas gris oscuro, en capas delgadas, de 120 m de espesor expuesto. Estas lutitas se hallan por debajo de la secuencia de intercalaciones de calizas con Choffatella y lodolitas calcáreas oscuras, atribuidas por GUILLAUME et al., (op. cit,) a la Formación Taguarumo sensu stricto. La litología descrita se presenta en forma individual, como intercalaciones delgadas en la Formación Taguarumo, hasta Cumanacoa, al oeste; sin embargo, sólo en el área de Guariquén forma una unidad separable. El contacto inferior no aflora. ROSALES (1976) propone rechazar este miembro por no ser unidad litogenética ni cartografiable, lo cual no corresponde a la realidad, ya que GUILLAUME et al., (op. cit.), presentaron un mapa geológico con afloramientos, y la unidad es claramente distintiva de la Formación Taguarumo, del que forma el miembro inferior. Véase: BARRANQUÍN, FORMACIÓN y TAGUARUMO, FORMACIÓN. INFORMAL EL CEDRAL, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. La primera referencia a esta unidad es de MARTÍN, fide MENÉNDEZ, 1994) donde la describe someramente como una secuencia constituida fundamentalmente por paragneises cuarzo-oligoclásico biotíticos bandeados, cuarcitas ferruginosas, paragneises cuarzomuscovítico biotíticos, cuarzo feldespático-anfibólicos y gneises graníticos, para señalar la unidad inferior de su Grupo Carichapo o Santa Bárbara, localizada en la región OrinocoCaroní-Aro-Paragua, MENÉNDEZ (1994) considera la unidad como parte del Complejo de Supamo. INFORMAL EL CERCADO, MIEMBRO (Formación Morán) CENOZOICO (Terciario: Eoceno Medio Estado Lara. 354 AGUASUELOS (en KISER, 1997) introdujo el término El Cercado para designar a una secuencia espesa de lutitas que previamente fueron confundidas con el Miembro El Tocuyo de la Formación Morán. Escoge como sección tipo a la quebrada El Cercado, afluente del río Tocuyo, al suroeste de la ciudad de El Tocuyo. Se restringe su extensión geográfica al área desde la sección tipo hasta la vecindad de los pueblos de Guárico y Anzoátegui. Consiste en una secuencia de más de 800 m de lutitas limosas negras alternando con areniscas. Contiene algunos bolsones de arenisca de grano grueso, flujos de clastos de lutitas, bioturbaciones frecuentes y algunas ritmitas. En el tope de la secuencia, aparecen calizas masivas grises con fragmentos de macrofósiles y foraminíferos. Los fósiles, principalmente cerca de la base y en las calizas del tope, incluyen a Operculinoides jennyi, Helicostegina soldadensis, Asterocyclina barbadensis, Ferayina coralliformis, Lepidocyclina (Polylepidina) antillea, Gypsina globula, Bathysiphon cf. B. alexanderi, Bolivinopsis grzybowskii, Bulimina petroleana, Clavulinoides aspera, Dorothia retusa, Gaudryina bentonensis, Gaudruyina laevigata, Globigerina willsoni, Chilogümbelina venezuelana, Globorotalia centralis, G. aragonensis, G. aspensis, Rhinoclavis costata y otros. La asociación de foraminíferos sugiere a una edad Eoceno medio y un ambiente de plataforma externa. La presencia de los icnofósiles Rhizocorallium, Teichichnus y Planolites indica proximidad del talud. La secuencia suprayace concordantemente a las "Calizas de Berlín", y pasa transicionalmente hacia arriba al Miembro Botucal. Véase: MORÁN, FORMACIÓN. VÁLIDO EL CHACAO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Guárico El término El Chacao fue empleado originalmente por SHAGAM (1960), para designar una masa intrusiva ultrabásica dentro del Grupo Villa de Cura, en Aragua central, a la cual describió someramente. KONIGSMARK (1965) mencionó la unidad como complejo ultramáfico, y describió secciones finas de varias muestras. MURRAY (1973) presentó un estudio muy detallado de la unidad, describiéndola como un complejo zonado. HEBEDA et al., (1984) y LOUBET et al. (1985), publicaron resultados de análisis radiométricos de la edad de la unidad. Tiene su localidad tipo en la hacienda El Chacao, a unos 8 km al oeste de San Juan de los Morros, distrito Juan Germán Roscio del estado Guárico. (Hoja N° 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El complejo aflora, según MURRAY (op. cit.) en una faja de intrusiones ultramáficas, que se extiende por unos 350 km a lo largo del borde meridional de la cordillera de La Costa, desde Altagracia de Orituco hasta Acarigua. La masa principal del Complejo de El Chacao está constituida por hornablendita, dentro de la cual se encuentran cuerpos separados de piroxenita olivinica y gabro hornabléndico. La hornablendita forma la mayor parte de los afloramientos del complejo. Es una roca de color negro verdoso, de grano grueso, que contiene hasta un 90% de hornablenda en forma de prismas alargados a arriñonados; hasta un 10% de magnetita, biotita accesoria y sulfuros 355 diseminados (pirita). La piroxenita olivínica se presenta como cuerpos discretos dentro del complejo, estando los dos más extensos en la porción norte del mismo. Es una roca verde grisácea, maciza y densa, formada por un 80% de clinopiroxeno en prismas tabulares, y un 20% de olivino en forma de mosaicos anhedrales, e inclusiones en el clinopiroxeno. El olivino frecuentemente está serpentinizado. Las masas de piroxenita olivínica gradan a la hornablendita, formando piroxenita hornabléndica y hornablendita piroxénica, según las proporciones relativas de piroxeno u hornablenda. El gabro hornabléndico forma masas separadas en los bordes y dentro del complejo, la más extensa se ubica en el extremo sureste. La composición general de los gabros consiste de 60% de feldespato (plagioclasa zonada) y 40% de hornablenda. Al aumentar el contenido de hornablenda, la roca pasa a hornablendita feldespática (más del 70% de hornablenda). El Complejo de El Chacao aflora, con orientación norte-sur, como un cuerpo alargado de unos 8 km de largo, por 6 de ancho, dividido longitudinalmente por una faja de unos 700 m de ancho, donde afloran rocas de la Formación Santa Isabel del Grupo Villa de Cura. El complejo es intrusivo dentro de las rocas de Villa de Cura, está bordeado por una aureola de metamorfismo de contacto, cuya anchura e intensidad varían de acuerdo con la composición de la roca caja y del tipo de roca intrusiva. En general, tanto la anchura de la aureola (hasta unos 300 m) como la intensidad del metamorfismo, son mayores en el contacto con la hornablendita. Según MURRAY (op. cit.), los conjuntos mineralógicos hallados en las rocas metamórficas de contacto, son típicos de la facies del hornfels piroxénico. MURRAY (op. cit.) sugirió una edad pre-Cretácico, con base a relaciones estratigráficas. LOUBET et al., (op. cit.) determinaron la edad K/Ar en cuatro muestras de hornablenda, obteniendo valores de 91 ± 3,5 Ma a 104 ± 4 Ma. HEBEDA et al., (1984) determinaron también la edad K/Ar de tres hornablendas de las muestras colectadas por MURRAY, y obtuvieron edades de 97.2 ± 3.5, hasta 106.6 ± 3.5 Ma. Estas edades corresponden al Albiense tardío, Cenomaniense. El Complejo de El Chacao puede correlacionarse con el Complejo de Cerro Pelón, cerca de Acarigua, y con otros cuerpos ultramáficos de menor extensión que intrusionan el Complejo de El Tinaco, a lo largo del borde meridional de la cordillera de La Costa. VÁLIDO EL CHINO, FORMACIÓN MESOZOICO Estado Aragua. Referencias: El término Formación El Chino fue introducido por SHAGAM (1960), para denominar la segunda unidad en orden ascendente, de las cuatro en que dividió al Grupo Villa de Cura. Posteriormente, KONIGSMARK (1965) la identificó en el norte de Guárico, OXBURGH (1965) en la región oriental de Carabobo y SEIDERS (1965) en Miranda central. PIBURN (1967) describió detalladamente su petrología. NAVARRO (1983) incluyó a las formaciones El Chino y El Caño, en su Unidad de Metatobas colocándola en el tope del Grupo de Villa de Cura. BEETS et al. (1984) efectuaron análisis químicos y presentan descripciones adicionales. 356 Localidad tipo: Quebrada El Chino, en el distrito Zamora del estado Aragua, al noroeste de San Juan de Los Morros. (Hojas N° 6475 y 6476, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). En el río Caramacate también se encuentra una buena sección. Extensión geográfica: La formación aflora en la serranía del Interior, en los estados Carabobo, Aragua, norte del Guárico y Miranda central. Descripción litológica: PIBURN (1968) señala que contiene un 50% de metatobas gradadas, ricas en clinopiroxeno, en una matriz de albita, estilpnomelano y algo de sericita y clorita. En las porciones media y superior, hay filitas cloríticas-glaucofánicaslawsoníticas y filitas y ftanitas negras. BEETS et al. (1984) describen a la unidad como formada por metatobas, filitas negras y esquistos de glaucofano y lawsonita, mientras que en el tope de la sección, predomina una lava porfirítica compuesta por anfíbol verde, glaucofano, albita y clorita. NAVARRO (1983) describe metatobas de cenizas y lapilli, aglomerados volcánicos con intercalaciones de lavas piroxénicas granofel, esquistos cuarzo-feldespáticos, metadiabasa, filitas grafitosas y metaftanitas. Los estudios petrográficos indican que esta formación fue afectada por un metamorfismo de bajo grado en la zona de la lawsonita- albita y en menor proporción de la zona de la pumpellitaactinolita. NAVARRO et al. (1987, 1988) redefinen esta formación como constituida por metatobas espesas y metasedimentos de arco, intercalados con una minoritaria cantidad de metalavas, almohadilladas o no, con tendencia de arco de islas. Espesor: PIBURN (1968) le asigna un espesor aproximado de 1500 m. Relaciones de campo: Según SHAGAM (1960) esta formación tiene contactos concordantes y transicionales con las formaciones El Caño y El Carmen. Edad: Mesozoico. Importancia económica: RODRÍGUEZ (1971, 1978 y 1986) indica la presencia de barita asociada a las rocas metavolcánicas en la localidad de El Chino, estado Aragua. Sinonimia: Parcialmente sinónimo de la Unidad de Metatobas de NAVARRO (1983). Véase: VILLA DE CURA, GRUPO. VÁLIDO EL CHUPÓN, PERIDOTITA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío?) Estado Cojedes. Referencias: MACKENZIE (1960-a) introdujo este nombre para designar una peridotita serpentinizada expuesta al norte del caserío Las Lajitas, estado Cojedes. MENÉNDEZ 357 (1965), a base de evidencias de campo, postuló que la serpentinita de El Chupón se emplazó tectónicamente en su posición actual en forma de masa sólida. Localidad tipo: Dos kilómetros al suroeste de El Chupón, al sureste de Tinaquillo, estado Cojedes. Extensión geográfica: La unidad tiene una extensión de dos kilómetros y medio en sentido este-oeste al norte de Las Lajitas, estado Cojedes. Descripción litológica: La roca es una harzburgita serpentinizada de color negro verdoso, compuesta de crisotilo (90%) y bastita (10%) con algo de clinopiroxeno que aparece como mineral vestigial. Espesor: Su espesor máximo es de 200 m. Relaciones de campo: La serpentinita se emplaza a lo largo de la falla de El Tinaco; está truncada por la falla de Carrizal hacia el oeste y se acuña hacia el este (MENÉNDEZ, 1965). Edad: Eoceno tardío (?), por sus relaciones con fallas de esa edad. Correlación: La unidad se correlaciona con la peridotita de Tinaquillo por el contenido en ambas de enstatita con lamelas de exsolución diopsídica, que sólo se observan en éstas dos perídotitas de la cordillera de La Costa. INVÁLIDO EL COBRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Barinas El nombre El Cobre fue mencionado informalmente por primera vez, por ZAMBRANO et al. (1971) y posteriormente por FEO-CODECIDO (1972). RUSSOMANNO y VELARDE (1982) describen escuetamente las relaciones estratigráfico-ambientales de la formación. KISER (1989-b) propone formalmente el nombre Formación El Cobre para designar, en el depocentro Capitanejo, la facies arenosa masiva del conjunto lutita Pagüey-arenisca Gobernador (Eoceno medio de la cuenca Barinas). KISER (op. cit.) reproduce los mapas y secciones originales y menciona que: TAYLOR, (en KISER, 1989-b), fue autor del nombre El Cobre. MENCHER y DE SOLA (en KISER, 1989-b), construyen la primera columna estratigráfica, compuesta de las secciones del río Quiú y del caño del Cobre. SWEET, METZ y SLIGO (en KISER 1989-b), elaboran la columna estratigráfica que aflora en el río Bumbúm. KISER y SULEK (1966), asignan palinológicamente la sección del río Quiú, incluyendo las arenas basales impregnadas de asfalto, al Eoceno tardío y publican la columna estratigráfica del río Quiú. Se recomienda aquí que se elimine el uso de "El" en el nombre, quedando oficialmente como la Formación Cobre. En la literatura geológica el 358 término Cobre se ha venido utilizando y por consiguiente se recomienda que se elimine el uso del artículo determinado en el nombre, quedando oficialmente como la Formación Cobre. INVÁLIDO EL COGOLLO, CALIZA DE, GRUPO MESOZOICO (Cretácico: Aptiense- Albiense) Estado Zulia Estos términos fueron empleados por KEHRER (1937-a, b) para designar el Grupo Cogollo de uso actual. Véase: COGOLLO, GRUPO. VÁLIDO EL COPEY, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico-Cretácico temprano) Estado Sucre. Referencias: ZAMBRANO (1967) denominó Miembro El Copey de la Formación Carúpano a una secuencia de esquistos cloríticos epidóticos, metatobas y metalavas, expuestos localmente en la costa norte de la región. SEIJAS (1972), considera que estas rocas tienen características litológicas bien definidas y suficiente extensión geográfica como para asignarle rango de Formación. CHRISTENSEN, (1961) empleó el nombre de Formación Tacagua para esta litología, que correlaciona directamente con rocas de origen similar en la parte superior del Grupo Caracas. CAMPOS, (en BELLIZZIA, 1985) describe a las rocas incluidas en la Formación El Copey por otros autores como un complejo ígneo plutónico inferior una serie volcano sedimentaria que la suprayace. Localidad tipo: ZAMBRANO (1967) y SEIJAS (1972) señalan buenas secciones en la carretera Carúpano-Playa El Copey. SEIJAS (1972), considera los afloramientos en la Punta Taquien, inmediatamente al norte de Guaca, distrito Bermúdez, estado Sucre, como los más representativos, sin embargo, se ha conservado el nombre El Copey por cuanto éstas rocas están bastante bien representadas y accesibles en dicha localidad. Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación El Copey se restringen a la zona costera del norte en forma discontinua y atraviesan toda la región en sentido este-oeste, desde cabo Tres Puntas hasta La Esmeralda. Según SEIJAS (1976), rocas similares afloran en la zona costera entre Saucedo y Chacopata, península de Araya, evidencia de su considerable extensión al oeste de la región. 359 Descripción litológica: Esta unidad incluye metalavas básicas macizas finamente foliadas, afaníticas, de color verde pistacho y meteorización pardo-rojiza. Consisten en general de una masa densa pseudoisotrópica, formada por agregados de glomérulos de epidoto y clorita con algo de actinolita y pumpellyita en pequeñas agujas, junto con escasos restos de cristales de plagioclasas con desarrollo de estructuras volcánicas, como son almohadillas y amígdalas; en mayor proporción se presentan metatobas foliadas, afaníticas a porfidoblásticas, de color verde con bandas de epidoto y esquistos cuarzo-clorítico epidóticos, muy bien foliadas, localmente actinolíticos; las vetas de calcita son bastante frecuentes. Estas rocas generalmente exhiben buena foliación, con planos lisos que forman planchones. En cabo Tres Puntas en la península de Paría éstas rocas aparecen en una zona intensamente fallada dentro de esquistos grafiticos-calcáreos de la Formación Carúpano. VIGNALI (1976) considera que los esquistos epidóticos, metavolcánicas y serpentinitas asociadas pueden corresponder a parte de una "mélange ofiolítica" la cual, en la península de Araya-Paría, yuxtapone a rocas de diferentes provincias litológicas como son la Formación Manicuare con la Formación Carúpano. BLADIER (1977) considera el conjunto de "rocas verdes" llamada Formación El Copey como una asociación de cuerpos pequeños ubicados en zonas de falla o de contacto entre diferentes formaciones, que pertenecen a planos de despegue de los corrimientos que caracterizan el estilo tectónico de este segmento de la cordillera de Araya-Paria; este autor además señala que en la península de Araya este horizonte pone en contacto a la Formación Manicuare, de grado metamórfico correspondiente a la subfacies cuarzo-albita-epidoto-almandina, con un conjunto de grado más bajo, cuarzo-albita-muscovita-clorita. CAMPOS, (en BELLIZZIA, 1985) describe una secuencia de rocas metamórficas, las cuales forman una franja discontinua a lo largo de la costa norte de la península Araya-Paria, dividida en tres unidades petrológicas: un complejo ígneo y dos unidades volcano sedimentaria; el complejo ígneo y la unidad volcano sedimentaria inferior se incluyen en la Formación El Copey. El complejo ígneo plutónico está formado por un conjunto de peridotitas generalmente serpentinizadas, gabros y dioritas, que afloran en forma discontinua entre la región de Carúpano y el cabo Tres Puntas al este; en la sección del morro La Esmeralda y en el complejo ígneo metamórfico del cabo Tres Puntas las asociaciones petrológicas son semejantes y en ambas localidades se detectó la presencia de epidoto y glaucofano. La serie volcano sedimentaria inferior incluye meta-basaltos, algunos con estructura de almohadillas y meta-tobas asociadas con algunos niveles silíceos y más frecuentemente con horizontes calcareos; según el mismo autor el complejo ígneo plutónico y la unidad volcano sedimentaria podrían representar una serie ofiolítica o el remanente de un arco insular primitivo y su cobertura. Espesor: Se estima un espesor mínimo de 350 m en la región de punta Taquién. En la península de Araya, el espesor y la distribución de las rocas de la Formación Copey disminuyen considerablemente y sólo se desarrollan masas lenticulares de poco espesor; este hecho ha llevado a SCHUBERT (1972-a) a incluir las rocas de esta zona dentro de la Formación Carúpano. Edad: No se encontraron fósiles en la unidad; sin embargo, por afinidades petrológicas con el Complejo Bocas se le asigna una edad Jurásico a Cretácico temprano. 360 Relaciones de campo: Originalmente las rocas de esta unidad fueron incluidas como un miembro de la Formación Carúpano (ZAMBRANO y SEIJAS, 1972,); sin embargo, autores posteriores (VIGNALI, 1976; BLADIER, 1977 y CAMPOS, en BELLIZZIA, 1985) consideran que el contacto entre dichas unidades es de origen tectónico el cual yuxtapone provincias diferentes. Correlaciones: CHEVALIER et al., y CAMPOS (en BELLIZZIA 1985), proponen incluir esta unidad en la napa costera Margarita. Por afinidades petrológicas se considera equivalente lateral del Complejo Bocas penetrado en la plataforma continental CASTRO y MEDEROS, (1985). VÁLIDO EL CORCOVADO, RIOLITA DE (Asociación Riolítica) MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Cojedes. MARTÍN BELLIZZIA (1961) introdujo este nombre para designar la subunidad basal, con rango de miembro, de su Asociación Riolítica, que forma parte del Grupo volcánico Guacamayas en el macizo de El Baúl, estado Cojedes. La unidad es una interestratificación de (1): Riolitas porfídicas en tonalidades de verde y arena con estructura de flujo, bien estratificadas, densas, afaníticas, con fractura subconcoidea en flujos individuales variables entre centímetros y 8 m. Meteorizan en blanco verdoso por caolinización, y exhiben una mineralogía sencilla de fenocristales de cuarzo y sanidina en un fondo microfélsitico cuarzo-plagioclásico, con apatita, titanita y epidoto como accesorios. (2): Tobas lapíllicas, areniscas tobáceas y tobas de cenizas con composición riolítica, semejantes a las lavas, de color verde amarillento que meteoriza a blanco, granularidad media a gruesa, pasando a aglomerados cuyos fragmentos angulares de cuarcita hornfélsicas, filitas, riolita, ortoclasa, sanidina y cuarzo ahumado alcanzan hasta 7 cm de diámetro en una matriz riolítica. El conjunto de estructuras y la estratificación gradacional indican sedimentación subacuática. La unidad está atravesada por diques de riolita. Véanse: TERESÉN, FORMACIÓN y GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE. INFORMAL EL CUMBE, CALIZA DE (Formación Valle Hondo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. CIZANCOURT (1951) introdujo el término, para designar una de las capas características de caliza distinguidas y descritas en la Formación Valle Hondo, con faunas del Eoceno medio reconocidas por ella, y que incluyen Operculinoides jennyi, Lepidocyclina (Pliolepidina) cedarkeysensis y L. (P.) peruviana. 361 Véase: VALLE HONDO, FORMACIÓN. VÁLIDO EL DÁTIL, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Nueva Esparta. Referencias: El nombre Formación El Dátil fue publicado por primera vez por CH. DE RIVERO (1956), para designar la unidad intermedia del Grupo Punta Camero, descrito por GONZÁLEZ DE JUANA (1947). KUGLER (1957) y TAYLOR (1960), designaron el mismo intervalo con los nombres inválidos de Horizonte Inferior de Orbitoides y Miembro Intermedio de Lutitas, de la Formación Punta Camero. JAM y MÉNDEZ (1962) y BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966), siguieron la nomenclatura empleada en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956). GONZÁLEZ DE JUANA (1968) suministró información adicional y GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), describieron el grupo y sus formaciones en detalle. MUÑOZ (1973) asignó rango formacional al Grupo Punta Camero, sin definir una subunidad equivalente a la Formación El Dátil. Localidad tipo: La sección tipo está ubicada en la quebrada El Dátil, unos dos kilómetros aguas arriba de su desembocadura, cerca del caserío El Manglillo, distrito Díaz, estado Nueva Esparta. Extensión geográfica: La extensión de esta unidad es muy limitada. MUÑOZ (op. cit.) señala que sólo puede ser reconocida y cartografiada como tal, en el valle de El Dátil. Descripción litológica: La parte basal de la sección está constituida por limolitas grisverdoso y areniscas calcáreas gris y lutitas calcáreas, con algunas intercalaciones de calizas con orbitoides. Hacia la parte superior, predominan las lutitas de color gris claro que pasa a amarillento por meteorización, con intercalaciones de areniscas de grano fino, calcáreas. El intervalo contiene también cristales de yeso y concreciones ferruginosas elipsoidales y discoidal es, de color rojizo a purpúreo. MUÑOZ (op. cit.) indica que la secuencia es un flysch calcarenítico, constituido por una alternancia monótona de calizas bioclásticas (biocalcarenitas, biocalcilimolitas, biocalcilutitas) y lutitas pelágicas, con algunas intercalaciones de grauvacas calcáreas. Hacia la parte inferior de la sección, la estratificación es más gruesa y con mayor proporción de biocalcarenitas de color gris. Hacia la parte superior, la estratificación es más fina, con predominio de lutitas, biocalcilimotitas y biocalcilutitas de color amarillento. La secuencia fue depositada en ambiente marino profundo de mar abierto, en condiciones de inestabilidad tectónica. Espesor: En la sección tipo, el espesor del intervalo es de 720 m. Relaciones de campo: La base de la unidad es transicional sobre la Formación Las Bermúdez. Hacia arriba, pasa transicionalmente a la Formación Punta Mosquito. 362 Fósiles: En la calizas orbitoidales, se han identificado los foraminíferos Asterocyclina sp., Discocyclina sp. Proporocyclina Tobleri, Cymbalopora cf. irregularis y Cypsina globulus. Otras especies presentes en la formación son, Gumbelina goodwini CUSHMAN y JARVIS, Nonion cf. micrus COLE, Bolivina taylori HOWE, Operculinoides trinitatensis Nutall, etc. (JAM y MÉNDEZ, 1962). MUÑOZ (1973) menciona a la siguiente asociación faunal en muestras procedentes del valle El Dátil: Globorotalia sp., Globigerina senni, Globorotalia bolivariana y radiolarios. Edad: La sección ha sido asignada al Eoceno medio, zonas de Globigerapsis kugleri y Globorotalia lehneri (BERMÚDEZ y GÁMEZ, op. cit.) y JAM y MÉNDEZ (op. cit.) señalan que las especies Gumbelina goodwini, Nonion micrus y Bolivina taylori, son características del Eoceno medio. MUÑOZ (op. cit.) considera que toda la sección es turbidítica, y que gran parte de la fauna es redepositada, y asigna la secuencia al Eoceno medio superior-Zona de Truncorotaloides rohri, con base a la fauna contenida en lutitas que parecen ser realmente pelágicas, no redepositadas. Correlación: Es equivalente con parte de la Formación Pampatar, y posiblemente con la sección eocena presente en el subsuelo de la isla de Cubagua. Se correlaciona también con parte de la Formación Caratas, de Venezuela oriental, y con las formaciones Navet de Trinidad y Scotland de Barbados. VÁLIDO EL FAUSTO, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Zulia. El término Formación El Fausto fue publicado originalmente por HEDBERG y SASS (1937), quienes tomaron el nombre de informes inéditos de la Richmond Exploration Co. El nombre deriva del fundo El Fausto, 5 km al oeste de El Rodeo, distrito Perijá, estado Zulia. LIDDLE (1946) menciona la unidad con rango de grupo, sin dar razones del cambio. MENCHER et al., (1951) incluyen en su cuadro de correlación el Grupo El Fausto, dividido en las formaciones Cuiba, Macoa, Peroc y Arenisca Basal, en orden descendente, sin describirlas en el texto. MILLER (1956) ratificó el rango de grupo, y definió como formaciones del subsuelo, Cuiba, Macoa y Peroc, y excluyó la Arenisca Basal. YOUNG (1958) conservó la subdivisión de MILLER, pero incluyó la Arenisca Basal en la base de la Formación Peroc, estableciendo la correlación regional con las formaciones Lagunillas y La Rosa, del lago de Maracaibo. KEY (1960) reconoció el grupo en el subsuelo del campo Alturitas, Perijá, describiendo en detalle las formaciones Cuiba, Macoa y Peroc. MILLER y SANJUÁN (1963) redefinieron la Arenisca Basal como Formación Ceibote, y la incluyeron como unidad basal del Grupo El Fausto. El Grupo El Fausto representa la sedimentación oligo?-miocena en la cuenca de Maracaibo al sureste de alto de El Totumo (GONZÁLEZ DE JUANA, 1980). QUIJADA y CALDERA (1985) describieron el grupo y sus formaciones en el campo Alpuf, Zulia occidental. 363 HEDBERG y SASS (op. cit.) designaron como localidad tipo de su Formación El Fausto, la faja de bajo relieve, de unos 7 km de ancho, entre las prominentes crestas de arenisca de la Formación Los Ranchos, entre Arimpia y El Rodeo al este, y el frente de montañas de la sierra de Perijá, al oeste. Los mismos autores citan como excelente localidad de subsuelo, la sección perforada por el pozo Neopam No. 1, a unos 5 km al oeste de El Rodeo. (Hoja N° 5746, escala. 1:100.000, Cartografía Nacional). El Grupo El Fausto se extiende a lo largo del frente de montañas de Perijá, desde el río Palmar, al norte, hasta Machiques, al sur, extendiéndose al este, aproximadamente hasta el área de la Villa del Rosario. Consiste predominantemente de arcilitas y limolitas de tonalidades apagadas de rojo púrpura, gris, verde y marrón, con intervalos menores de lutitas o arcilitas gris verdoso o gris oscuro y areniscas verdosas de grano fino. Los sedimentos representan ambientes de aguas someras salobres. HEDBERG y SASS (op. cit.), estimaron un espesor aproximado de 1830 m en el distrito Perijá. En el subsuelo, el espesor conjunto de las cuatro formaciones del grupo, está entre 1400 y 2135 m. El Grupo El Fausto yace sobre la Formación La Sierra, variando el contacto desde concordante al sur, hasta discordante al norte. En el tope, el grupo pasa transicionalmente a la Formación Los Ranchos. (YOUNG, 1958; KEY, 1960), mencionan conjuntos dispersos de microfósiles no diagnósticos de aguas salobres. Con base a su correlación con unidades más fosilíferas se le asigna una edad Oligoceno a Mioceno tardío. Hacia el este el Grupo El Fausto correlaciona con las formaciones Lagunillas y La Rosa. Al sur, las formaciones Carbonera y León, equivalen a su parte inferior (formaciones Ceibote y Peroc), mientras que el Grupo Guayabo, corresponde a la parte superior (formaciones Macoa y Cuiba). Véanse: CUIBA, FORMACIÓN; MACOA FORMACIÓN; PEROC, FORMACIÓN y CEIBOTE, FORMACIÓN. VÁLIDO EL GANCHO, GRANITO ALASKITICO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: MENÉNDEZ (1972) introdujo este término para designar la masa granítica intrusiva de forma casi circular y de más de 4 km de diámetro, localizado en la parte suroeste de la región de Guasipati, al oeste de La Gloria. Localidad tipo: Presenta buenos afloramientos a lo largo de la quebrada La Gloria, sus tributarios y las cabeceras de la quebrada El Gancho. El plutón se ubica en la Hoja N° 7837, escala 1:100.000, Cartografía Nacional, municipio autónomo El Callao. Extensión geográfica: Los afloramientos de esta unidad se restringen al área donde fue descrita. 364 Descripción litológica: La roca es maciza, aunque realmente presenta una lineación bastante difusa, es de grano grueso y de color variable gris claro a rosado claro. La textura es hipautomórfica granular. La mineralogía principal es: plagioclasa (An-5 a An-17,5), cuarzo y microclino. La micropegmatita y micropertita abundan localmente. El análisis modal indica que es un granito alaskítico (MENÉNDEZ, op. cit.) Relaciones de campo: El Plutón presenta características de emplazamiento en la epizona. Intrusiona con contacto discordante tanto a las rocas de la Formación El Callao como al Complejo de Supamo, hacia el surEdad: Precámbrico. INVÁLIDO EL GOBERNADOR, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Estado Barinas. Este término erróneo fue empleado por VON DER OSTEN (1966) para designar la Formación Gobernador en el subsuelo del campo Sinco. Véase: GOBERNADOR, FORMACIÓN. INFORMAL EL GUAPO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Miranda. CAMPOS et al., (1980), proponen redefinir el término "Lutitas de El Guapo" con el nombre de Formación El Guapo, debido al hecho de que es una unidad totalmente diferente a la Formación Guárico y que se le pudo delimitar en el campo y al mismo tiempo ubicada en forma precisa dentro de la columna del tiempo. La localidad tipo se encuentra en la carretera El Guapo-Dos Bocas representa la sección tipo. Para dichos autores, es una unidad dominantemente lutácea con ocasionales niveles rítmicos de areniscas y/o limolitas en capas delgadas intercaladas con lutitas. Las lutitas son negras o grises, casi siempre micáceas, fracturan en "concha de melón" y en su mayor parte tienen abundante microfauna. Las areniscas no representan ni el 10% de la unidad, son de color gris verdoso, blanco o negro, con marcas de carga, silíceas y algunas tienen "tubos de gusanos". Aparece cubierta discordantemente por la Formación Guatire (?) y en contacto con otras unidades. En la localidad tipo, y debido a problemas tectónicos, CAMPOS et al., (op. cit) interpretan un espesor aproximado de 2650 m. BERMÚDEZ (en CAMPOS et al., op. cit) identifica Globorotalia pseudobulloides (Plummer) de lutitas provenientes de todos los 365 niveles de la formación; además destaca la presencia de Ammodiscus sp., Haplophragmoides sp., Plectina sp. y Trochammina sp. En su opinión, la Globorotalia pseubulloides (Plumer) es típica del Paleoceno inferior. La unidad se correlaciona tanto por el contenido faunal como por la litología con la Formación Vidoño de la región oriental y con la Formación La Soledad (CAMPOS et al., op. cit). INVÁLIDO EL GUAPO, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Miranda. Este nombre fue introducido por GARNER (1926) para designar lutitas expuestas a lo largo del río Guapo, al sur del pueblo de El Guapo, estado Miranda, cuyas relaciones estratigráficas no fueron identificadas claramente, aunque se sugería su edad oligocena. En LEV (1956), el nombre fue declarado fuera de uso, Según SALVADOR (1964-b), las capas corresponden a la Formación Guárico del Paleoceno-Eoceno. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. VÁLIDO EL HATO, MIEMBRO (Formación Paraguaná) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Falcón. El término de Miembro El Hato fue introducido por HUNTER y BARTOK (1974) para designar la parte inferior de la Formación Paraguaná. REY (1996) describe detalladamente la unidad. La sección tipo se encuentra en Guácuira Arriba, 5 km al este de Pueblo Nuevo, inmediatamente al sureste de los tanques de agua del INOS. (Hoja N° 6251, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El Miembro El Hato consiste de una lutita marina, color crema, rica en foraminíferos, que grada rápidamente a capas más limosas. Este miembro está constituido en su mayor parte por una secuencia bandeada de limolitas color gris, que se alternan con finas arcilitas y limolitas ferruginosas (HUNTER y BARTOK, 1974). REY (1996) describe la parte inferior de la Formación Paraguaná (Miembro El Hato) en las secciones de la costa oeste de la península, como consistente de intercalaciones de arcillitas y limolitas, friables y fosilíferas, con escasas areniscas, en contactos transicionales. Las arcillitas son grises, microfosilíferas y generalmente calcáreas; las limolitas son amarillentas, arenosas, calcáreas y fosilíferas, con abundantes pectínidos, ostréidos y anomiáceos en la sección basal y media. Es particularmente resaltante la presencia de un intervalo lenticular riquísimo en briozoarios en la sección de Cardón. Las areniscas son amarillentas, masivas, friables y fosilíferas, con ostréidos, pectínidos, anomias y escasos briozoarios. En las limolitas, que alcanzan hasta 3 m de espesor hacia el tope de la sección, son notables las redes de Thalassinoides; en menor proporción se observan Ophiomorpha 366 en las arcillitas y en la transición arcillita-limolita. La litología del Miembro El Hato en las cercanías de Guácuira Arriba coincide con la descripción de HUNTER y BARTOK (1974). El ambiente de sedimentación es marino, desde la zona litoral, con bahías asociadas, hasta la plataforma somera, observándose un incremento en la profundidad subiendo en sección (REY, 1996). En la sección de Guácuira Arriba la unidad tiene, por lo menos, 30 m de espesor. La base del Miembro El Hato no aflora y su contacto con el Miembro Amuay, suprayacente, es concordante y abrupto (HUNTER y BARTOK, 1974). REY (1996) menciona un espesor máximo de 26 m para el Miembro El Hato en la costa oeste y de 18 m en el cerro Pelón, en la región nororiental. Según esta autora, el contacto entre los miembros El Hato y Amuay es concordante y se encuentra muy bioturbado, marcado por espesos enrejados de Thalassinoides. HUNTER y BARTOK (1974) dan una lista de la fauna de foraminíferos de la unidad, reconociendo la Zona de Globorotalia margaritae de BOLLI y BERMÚDEZ (1965). La fauna de moluscos, representada por Ostrea haitensis, seguida de Ostrea messor, permite correlacionar este miembro con los intervalos a, b y c, descritos por RODRÍGUEZ (1968), en las secciones aflorantes en el oeste de la península. REY (1996) menciona que la unidad es rica en macro y microfósiles. Los moluscos están dominados por bivalvos pectínidos, como Pecten codorensis, P. soror, P. codercola, P. (Amusium) aguaclarensis y los ostréidos Crassostrea virginica falconensis, Ostrea (Lopha) messor, O. (Alectryonia) vespertina venezuelana y anomias. Los briozoarios son comunes, con una concentración notable en la sección de Cardón. La edad del Miembro El Hato es Plioceno temprano. Véase: PARAGUANÁ, FORMACIÓN. VÁLIDO EL HORNO, FORMACIÓN PALEOZOICO (Silúrico) Estado Barinas. Referencias: MARTÍN BELLIZZIA (1968) señaló el empleo de este nombre por ARNOLD en informe inédito para la Compañía Shell, para designar rocas sedimentarias de edad Silúrico medio e inferior, expuestas en la quebrada El Horno, estado Barinas, con una posible discordancia regional e hiatus paleontológico, sobre las rocas del Ordovícico medio de la Formación Caparo (GONZÁLEZ DE JUANA, 1951-a). Esta sección, de 1670 m de espesor, había sido considerada por Compañías SHELL y CREOLE (1964) como parte superior de la Formación Caparo, redefinida por ellos. ARNOLD (1966) sugirió la existencia de una discordancia en la Formación Caparo, así definida, indicada por el hiatus paleontológico y la asociación de los estratos silúricos, con capas conglomeráticas SHAGAM (1968) prescindió de nombres formacionales para designar lo que llamó "Sección del Paleozoico Inferior: Silúrico-Ordovícico", pero destacó diferencias litológicas entre las rocas del Ordovícico (Formación Caparo propiamente dicha), constituidas por areniscas micáceas de grano fino, limolitas y lutitas, que incluyen tipos oscuros, 367 carbonáceos y graptolíticos y las del Silúrico (Formación El Horno): capas silíceas, calcáreas, conchíferas, de edad Llandovery, lutitas y limolitas arenáceas, intercaladas con espesores significativos de areniscas de grano grueso y conglomerados de guijarros a peñones, de edad WENLOCK-LUDLOW. BOUCOT et al. (1972), describen faunas de braquiópodos silúricos de Los Andes merideños, y aunque los ubican como pertenecientes a la Formación Caparo, son reconocidos por autores posteriores como pertenecientes a la Formación El Horno, tal es el caso de BENEDETTO y SÁNCHEZ (1979). SÁNCHEZ (1985) describe faunas de bivalvos, del Silúrico, los cuales asigna también a la Formación El Horno. MARECHAL (1983) hace referencia a una serie calcárea y detrítica, rica en braquiópodos del Silúrico temprano, la cual asigna a la Formación El Horno. BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) aportan información complementaria sobre litología y ambiente de sedimentación Localidad tipo: Caño El Horno, afluente del río Caparo, estado Barinas. (Hoja N° 5939, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Otras localidades silúricas asignadas a la Formación El Horno, son aquellas del río Aricagua, caño Cambur, caño El Oso, región del Paso Caparo, río Suripá y caño Playa (BOUCOT, 1972). Extensión geográfica: La unidad aflora en el flanco surandino, en los estados Barinas y Mérida. Descripción litológica: La unidad consiste en lodolitas limosas azul-verde, lutitas laminadas y areniscas micáceas masivas; más de un nivel conglomerático se intercala en la sección, aunque su posición en la secuencia es difícil de establecer. Estos conglomerados, integrados por bloques de rocas de la Asociación Bella Vista, granito y areniscas micáceas, indican tectonismo en el área de dispersión, situada al sureste, durante gran parte del Silúrico. También se menciona la presencia de capas silíceas, calcáreas, conchíferas (LEV, 1970). SHAGAM (1968) diferencia intervalos paleontológicos relacionados con la litología. La parte ordovícica son comúnmente areniscas micáceas de grano fino, limolitas y lutitas oscuras con graptolitos; las secuencias Llandoverianas se caracterizan por capas conchíferas silíceas, tenazas, de color verde azuloso; las del Wenlockiano-Ludloviano se caracterizan por lutitas y limolitas arenosas intercaladas con espesores significantes de areniscas de grano grueso y conglomerados de guijarros y peñas. Con estas observaciones, junto con fechas radiométricas de cuerpos ígneos asociados, el autor interpreta la posibilidad de cuatro secuencias ordovícico-silúricas, separadas por discordancias y asociadas con, por lo menos, dos eventos termales. BELLIZZIA y PIMENTEL, (1995) indican que esta unidad está representada por una porción basal constituida principalmente de areniscas y conglomerados, seguidas por lodolitas y limolitas micáceas, de color gris verdoso, intercaladas con areniscas de grano fino, limolíticas y micáceas. En varios lugares se presentan rocas volcánicas piritosas meteorizadas, que cortan la secuencia. Los sedimentos de la Formación El Horno son de plataforma continental con fuerte subsidencia, en cuyas partes distales, posiblemente se produjeron corrientes de turbidez responsables del aporte del material clástico. 368 Espesor: Las compañías SHELL y CREOLE (1964), estimaron un espesor para esta unidad de 1670 m. Relaciones de campo: Debido a la complejidad tectónica de la zona, no se observa la base de la unidad, aunque se supone discordante sobre la Formación Caparo del Ordovícico, e infrayace, en aparente discordancia; a unidades más jóvenes, principalmente las formaciones Sabaneta y La Quinta. Fósiles: La Formación El Horno contiene una variada fauna de braquiópodos y algunos bivalvos cefalópodos, trilobites y corales (compañías SHELL y CREOLE, 1964). Los braquiópodos citados por BOUCOT et al., 1972, corresponden a las siguientes formas: Meifodia susundata Prima WILLIAMS, Mendacella cf M. uberis (BILLINGS), Leptaena cf. L. valentia COCKS, Fardenia filistriata BOUCOT y JOHNSON, Spigerina (Eospirigerina) gaspensis (COOPER), Cryptothyrella cf. C. crassa (SOWERBY), Eocoelia curtisi Ziegler, Plectodonta (Eoplectodonta) sp., Plectatrypa imbricata SOWERBY, Amphistrophia cf. A. funiculata (M' COZ), Shagamella ludlovienses. BOUCOT y HARPER Y Coelospira cf. C. saffordi Foerste. SÁNCHEZ (op. cit.) publica una lista de bivalvos que confirma la edad determinada por los braquiópodos para esta unidad, estudió los bivalvos de la Formación El Horno recolectados en los sitios del Paso Caparo, río Cambur, caño Cordero y caño El Horno e identificó a cuatro géneros adicionales a los previamente reportados. Edad: La edad determinada por los fósiles, comprende un rango LlandoverienseLudloviense. SHAGAM (1968) enfatiza que la secuencia Ordovícico-Silúrico del río Caparo contiene tres intervalos faunísticos reconocidos: Ordovícico medio, Llandoveriano (Silúrico basal) y Wenlockiano-Ludloviano (Silúrico "medio"), además de otro intervalo compuesto de grandes bloques de caliza del Ludloviano tardío dentro de una secuencia de lutitas, que se supone más joven (Wenlockiano-Ludloviano), basado en relaciones regionales. El autor reconoce definitivamente a un hiatus paleontológico, sin llegar a clasificarlo como discordancia regional. Paleoambiente: La sedimentación de la Formación El Horno corresponde a depósitos de plataforma continental, con fuerte subsidencia, en cuyas partes distales posiblemente se produjeron corrientes de turbidez, responsables del aporte de material clástico pobremente estratificado. Véase: CAPARO, FORMACIÓN. INVÁLIDO EL ISIRO, "SERIE CARBONOSA" DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. 369 Este nombre, empleado por WILLISTON y NICHOLS (1928) se considera como inválido, por tratarse de una traducción incorrecta de "El Isiro Coal Series". Véase: EL ISIRO, TRAMO CARBONÍFERO DE. INFORMAL EL ISIRO, TRAMO CARBONÍFERO DE (Formación Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) mencionó informalmente los "estratos carboníferos de El Isiro". WILLISTON y NICHOLS (1928) mencionaron los mismos estratos bajo el nombre "serie carbonífera de El Isiro". WIEDENMAYER (1937) empleó el nombre de "tramo carbonífero de El Isiro", situado por encima del "tramo de Agua Clara" y por debajo del "tramo" Valle o Querales, del Mioceno temprano, es decir, en la posición estratigráfica de la Formación Cerro Pelado. GONZÁLEZ DE JUANA (1937-a, b) corroboró esta correlación estratigráfica, aceptada posteriormente por LIDDLE (1946). Se trata de un intervalo de areniscas, limolitas y lutitas, portador de carbón, explotado artesanalmente en el pasado en la mina de Coro, situada al pie de la mesa de El Saladillo (GAMERO y DÍAZ DE GAMERO, 1963). En la literatura anterior a 1989 se consideraba parte de la Formación Cerro Pelado, pero según DÍAZ DE GAMERO (1989) corresponde a la parte inferior de la Formación Socorro en esta región. Véase: SOCORRO, FORMACIÓN. VÁLIDO EL JEBE, MIEMBRO (Formación Codore) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) Estado Falcón. El nombre fue propuesto por STAINFORTH (1962) para designar el miembro inferior de la Formación Codore. REY (1990) presenta un estudio detallado de la Formación Codore, incluyendo su miembro inferior, El Jebe. Su localidad tipo se encuentra a lo largo del río Codore, al este de las casas de El Jebe, 3,5 km al norte del campo El Mamón, distrito Democracia, estado Falcón. (Hoja N° 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El Miembro El Jebe se reconoce desde el río Zazárida, al oeste, a la quebrada Boraure, al este. Según WEINGEIST (1956), la litología consiste de una serie predominantemente de arcillas y limos, con areniscas lenticulares interestratificadas; los elementos litológicos son blandos y pobremente consolidados, de color amarillo a marrón, gris, rojo y blanco. REY (1990) describe detalladamente las variaciones laterales en la litología del miembro. En la secciones occidentales, río Urumaco y quebrada El Paují, el Miembro El Jebe se caracteriza por arcillas abigarradas con niveles areno-limosos, masivas, con raras madrigueras; 370 limolitas abigarradas, masivas, con niveles areno-arcillosos; areniscas grises a rojizas, de grano fino a medio, masivas o con estratificación cruzada hacia la base y laminación paralela hacia el tope. En la sección del río Mitare no se observan arcillas, siguen las limolitas abigarradas masivas y las areniscas de grano fino a medio y aparecen como elemento importante conglomerados de guijarros polimícticos, con estratificación cruzada festoneada y ciclos con gradación normal. En la sección oriental, en la quebrada Boraure, la litología es dominantemente de arcillas grises a marrón, con areniscas grises de grano fino y laminación paralela, con Ophiomorpha en la base del miembro. De acuerdo a REY (op. cit.), el Miembro El Jebe de la Formación Codore se sedimentó en ambientes que varían de una llanura aluvial, con depósitos de pequeños canales meandriformes en la región occidental, a ríos entrelazados distales en la región central (alrededores de Sabaneta) y depósitos tabulares no canalizados en la región oriental, al oeste de Coro. WEINGEIST (1956) menciona un espesor de 460 m para el miembro en su localidad tipo. REY (1990) cita un espesor de 398 m para la unidad en las secciones del río Urumaco y quebrada El Paují y de 301 m en la quebrada Boraure. REY (1990) establece que el contacto inferior del Miembro El Jebe con la Formación Urumaco es concordante y se coloca en el tope de la última lutita carbonosa (sección río Urumaco), de la última capa conchífera (quebrada El Paují) de la Formación Urumaco o en la base del primer conglomerado polimíctico de la Formación Codore (río Mitare). En la sección oriental (quebrada Boraure) el contacto inferior es concordante sobre la Formación Caujarao y se coloca en el tope de la última caliza de esta formación. El contacto superior es concordante con el Miembro Chiguaje de la misma formación y se coloca en la base de la primera arcillita fosilífera (río Urumaco), en la base de la primera arenisca fosilífera (quebrada El Paují y río Mitare) o en la base de la primera limolita fosilífera (quebrada Boraure) del Miembro Chiguaje. El Miembro El Jebe es estéril. Se encontró Ophiomorpha en la base y en la sección de la quebrada Boraure. Se considera, por su posición estratigráfica, Mioceno tardío, alcanzando probablemente el Plioceno temprano. Véase: CODORE, FORMACIÓN. VÁLIDO EL MANGLILLO, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Estado Nueva Esparta (Isla de Margarita). Referencias: El nombre de Formación El Manglillo fue propuesto por MARTÍNEZ (1950) y publicado por JAM y MÉNDEZ AROCHA (en LEV, 1970) para designar depósitos pliocenos en la isla de Margarita. BERMÚDEZ (1966) agregó una lista de moluscos la descripción original y sugirió su correlación parcial con las Arenas de Falca de Margarita orienta. MACSOTAY y MOORE (1974) con base a su contenido fosilífero y sus relaciones de campo con otras formaciones pleistocenas le asignan una edad del Pleistoceno tardío. 371 Localidad tipo: Ambos lados del caserío El Manglillo (actualmente abandonado) entre punta Carnero y la laguna de Marites, al suroeste del pueblo de El Yaque, distrito Díaz del estado Nueva Esparta. (Hoja N° 7448, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación El Manglillo aflora a todo lo largo de la costa meridional de la isla de Margarita, desde la población de Punta de Piedras, hasta mas allá del caserío La Isleta sobre el borde oriental de la laguna de Las Maritas, en "afloramientos aislados de restringida extensión superficial" (MARTÍNEZ, (op. cit.). MACSOTAY y MOORE (1974) la extienden hasta la península de Macanao, a la isla de Cubagua, a la parte occidental de la península de Araya, y en la colina Caracare y el cerro El Zamuro en la región de Cumaná. También, incluyen como parte de la formación, las arenas cuarzosas y conglomeráticas, localmente con cemento calcáreo, que afloran en punta Charagato, en la isla de Cubagua, citadas como "arenas Pleistocenas de Cubagua" por BERMÚDEZ (1966). Descripción litológica: Margas arenosas impuras y arenas conchíferas, localmente con corales, moderadamente fosilíferas y arenas arcillosas grisáceas mal consolidadas, localmente conglomeráticas con gran variación lateral y vertical. Hacia la costa, aumenta el grado de compactación, presentando el aspecto típico de una roca de playa. En sentido opuesto a la costa, pasa a sedimentos más arenosos y conglomeráticos de grano grueso, cuya compactación está en relación directa al material carbonático que contiene. Esta unidad es una clásica terraza marina marginal, donde se observa un desarrollo pobre de algas calcáreas, corales in situ y conchas de moluscos. Hacia la base, generalmente presenta un conglomerado. La unidad se depositó en ambientes marinos costeros y muy someros, sin la influencia de sedimentos fluviales. La fauna indica una variación que puede corresponder a ambientes de costas abiertas con buena circulación de las aguas, y en otros casos corresponde a lagunas o ensenadas de la línea de costa. Espesor: JAM y MÉNDEZ AROCHA (1962), mencionan 8 m., mientras que BERMÚDEZ (1966), señala un espesor de 10 a 20 m. MACSOTAY y MOORE (1974), indican que en la localidad tipo el espesor expuesto rara vez excede de los 2 m y en la península de Macanao alcanza los 4 m, sin observarse su base). Relaciones de campo: En la localidad tipo es discordante sobre sedimentos del Grupo Punta Carnero (Eoceno) y La Formación La Tejita (Mioceno), y está cubierta por sedimentos de aluviones cuaternarios poco consolidados y arenas de dunas. Generalmente suprayace con discordancia angular y erosional a la Formación Cubagua, a excepto en la punta Charagato (isla de Cubagua) y los cerros de Caigüire, donde suprayace a la Formación Cumaná. En la colina de Caracare se encuentra en discordancia angular sobre arenas y arcilitas de la Formación Cumaná. Fósiles: MARTÍNEZ (1950) cita especies de gasterópodos y pelecípedos identificadas por CH. DE RIVERO. BERMÚDEZ (1966) mencionó 19 taxa de moluscos identificados por LORENZ (1949) y la presencia de corales y pocos foraminíferos bentónicos de la localidad tipo. MACSOTAY (1965), citó 13 taxa de gasterópodos y 11 de bivalvos de los afloramientos de Araya occidental. Los fósiles más comunes son Chione cancellata, Macrocallita maculata. 372 Edad: Según GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), la Formación El Manglillo puede considerarse coeval con el nivel de terrazas marinas más bajas de La Tortuga y La Blanquilla, esto es Plioceno-Pleistoceno. Correlación: La Formación El Manglillo puede ser equivalente a la Formación Cumaná en el estado Sucre y quizás su sinónimo, LEV (1970). BERMÚDEZ (1966), sugiere una correlación con las Arenas de Falca en la costa oriental de Margarita. MACSOTAY y MOORE (1974) indican que los afloramientos de la unidad en las islas Margarita y Cubagua, así como en la península de Araya occidental son distintos a los de las formaciones Cumaná y Caigüire. Consideran que por su fauna es semejante con la Formación Castillo de Araya. Por la edad que se le asigna es correlacionable con la Formación Tortuga (Miembro Punta Piedras), Formación La Blanquilla (Miembro Falucho), Formación La Orchila, etc. INFORMAL EL MANGO-DOÑA JUANA ASOCIACIÓN IGNEO-METAMÓRFICA MESOZOICO (Jurásico-Cretácico: Neocomiense) Estado Sucre. Con este nombre GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1972) designan un conjunto lítico compuesto por granitos, ortogneises, paragneises, migmatitas y hornfelses intercalados en la Formación Macuro, que afloran a 10 km al noreste de Güiria, estado Sucre. (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1974) mencionan cinco pequeños cuerpos gnéisicos cercanos, que son de este a oeste: los gneises de La Yaguara, del río La Horqueta, de la quebrada de Mauro, de El Hoyo y del río Izquierdo. GONZÁLEZ DE JUANA (1974) publica además unas dataciones radimétricas y un estudio químico comparativo, para relacionar genéticamente esta asociación con el Gneis de Dragón. KUGLER (1972) no hace ninguna distinción entre la Asociación El Mango-Doña Juana y el Gneis de Dragón, y las describe como una sola unidad litológica. La localidad tipo se encuentra en los alrededores del caserío El Mango, a 10 km al noreste de Güiria, estado Sucre. La asociación ígneo-metamórfica contiene: granitos leucocráticos (pertita, cuarzo, muscovita, albita, epidoto, biotita, circón, esfena y apatito), equigranulares, de textura variada, desde grano fino a grueso y de colores gris y crema, que meteorizan a pardo amarillento. Dentro de estos granitos se observan xenolitos hornfélsicos (biotita, muscovita, epidoto, plagioclasa, esfena y apatito), de grano muy fino y color negruzco; ortogneises o gneises graníticos (pertita, cuarzo, biotita, circón, turmalina, esfena y apatito) intensamente fracturados y de colores gris claro a crema, con puntos verdosos, que meteorizan a amarillento y a pardo claro; - Migmatitas compuestas por capas o bandas (de 1 a 2 cm de espesor), de una roca granítica con textura esquistosa, que se alterna con bandas de esquisto cuarzo-micáceo; también hay capas graníticas de 1 m de longitud y 3 mm de espesor. Se les considera como gneises de inyección; -Gneises metasomáticos o paragneises (pertita, cuarzo, albita, muscovita, clorita, circón, epidoto y óxido de hierro); representan las fases 373 transicionales de los esquistos cuarzo-cloriticos de la Formación Macuro, a verdaderos augengneises de textura gruesa de esta asociación. Se considera que es producto de un metasomatismo alcalino de un foco intrusivo, sobre secuencias pelíticas de la Formación Macuro. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1972) postulan un foco intrusivo granítico que produjo el granito propiamente dicho, y su acción térmica (metamorfismo de contacto) sobre los xenolitos pelíticos, convirtiéndolos en hornfelses (corneanas). Las soluciones mineralizadoras que acompañaron la intrusión granítica, actuaron en forma metasomática sobre las rocas existentes, generando gneises de inyección, migmatitas y paragneises. Los autores mencionados creen que el magmatismo es postrnetamórfico, y que la presencia de ortogneises, es evidencia de una segunda actividad metamórfica. Finalmente, postulan que el foco intrusivo de El Mango-Doña Juana contiene la única parte expuesta de una masa batolítica mayor, cuya influencia metasomática dio origen al Gneis de Dragón y a los demás paragneises de la península de Paria. La Asociación El Mango-Doña Juana, se localiza en el nivel medio-superior de la Formación Macuro. En general, se describen contactos lateralmente transicionales e interdigitados. La asociación se extiende desde la quebrada El Cedro en el este, hasta pasada la quebrada Doña Juana por el oeste, y en los alrededores del caserío El Mango, península de Paria, estado Sucre. Aflora en un área de aproximadamente 13 km2. Además, se deben mencionar, los pequeños satélites de esta asociación: el Gneis de Río Yaguara de unos 1000 m de largo por 600 m de ancho; el Gneis de Río La Horqueta, muy pequeño; el Gneis de Quebrada de Mauro, de unos 1000 m de largo por 70 m de ancho; el Gneis de El Hoyo y el Gneis de Río Izquierdo, muy pequeño. SANTAMARÍA (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1974) realizó una determinación radiométrica por el método K/Ar, en una hornablenda con 5% de clorita, obteniendo una edad de 128 ± 11 Ma., que corresponde al Jurásico tardío-Neocomiense. Según SANTAMARIA, esa edad es la de cristalización del magma y que las otras edades obtenidas por el mismo método (53 ± 77; 3 Ma. y 60 ± 4 Ma. en roca entera), representa el tiempo entre la solidificación o metamorfismo y la orogénesis. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1965, 1972, 1974) en repetidas ocasiones, expresan su opinión de que la Asociación El Mango-Doña Juana es genéticamente correlacionable con el Gneis de Dragón. INFORMAL EL MAPURITE, ARENISCAS DE MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) Estado Monagas. GUILLAUME y otros (1972) utilizan este nombre, para definir un desarrollo local de arenas que llegan a predominar lateralmente sobre la alternancia típica de la Formación El Cantil. La localidad tipo aflora en los alrededores del pueblo de Sabana de Piedra, al norte de Caripe, estado Monagas en el núcleo del anticlinal de Cerro Negro. Se reporta su 374 presencia al norte de Caripe, estado Monagas y en las cabeceras del río Guarapiche, al sureste de Cumanacoa. En su sección tipo es una arenisca de grano fino, localmente grueso, con cemento calcáreo, blanca, con manchas de limonita, de estratificación delgada, localmente con estratificación de corrientes, con láminas y capas de lutita micácea negra. En la localidad tipo tiene 170 m de espesor. Suprayace a la Formación García, pasa transicionalmente a la Caliza del Guácharo de la Formación El Cantil e infrayace a la Formación Chimana. Las areniscas y lutitas contienen restos de plantas y foraminíferos, índices de facies. No se reportan fósiles indicativos de edad. Por su posición estratigráfica se puede asignar al Aptiense superior-Albiense medio. Es equivalente lateral de la sección inferior de la Formación El Cantil. Una arenisca similar, ocupa la misma posición estratigráfica en los alrededores de Guariquén, y se ha llamado Arenisca de Hormiguera. INFORMAL EL MÁSTIL, CALIZA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Dependencias Federales (Isla de Aves) PANTIN (1972) estudió los sedimentos expuestos en la isla de Aves y utilizó el término Caliza de El Mástil para designar la parte superior de la sección expuesta en la parte septentrional de la isla, la cual descansa discordantemente sobre una secuencia de calcarenitas a las que nombró Calcarenitas de Isla de Aves. Esta relación de discordancia se observa en un acantilado situado unos 60 m al norte del mástil existente en la isla. El autor indica que la Caliza de El Mástil está formada por arena calcárea, pobremente estratificada con abundantes cantos y bloques de coral y caparazones de diversos moluscos. Es una típica caliza coralina integrada principalmente por cabezas de corales de diversas especies, esponjas calcáreas, caparazones de diversos moluscos así como arenas calcáreas y fosfáticas que constituyen el material instersticial cementante de escasa coherencia. La base se encuentra a la cota 1,50 m y cubre casi toda la porción norte de la isla, donde debido a procesos de desintegración eólica y marina yacen diseminadas y sueltas grandes cabezas de corales, algunas hasta de 80 cm de diámetro. En la parte sur de la isla sólo queda un remanente circunscrito al perímetro que encierra la curva de nivel de 2 m. El espesor de esta unidad es de unos 2 metros. Entre los corales identificados se pueden citar: Acropora palmata, fragmentos de Acropora cervicornis, Diplorias, Siderastreas, Montastreas, etc. La Caliza El Mástil se ha formado por transporte normal de sedimentos calcáreos no consolidados por el oleaje, principalmente durante estados de tormenta. Este mismo proceso acarrea los fragmentos de corales sobre la superficie de la isla. Estudios posteriores contribuyeron a mejorar considerablemente el conocimiento geológico de la isla (FUNDACIÓN LA SALLE, 1973; MÉNDEZ B., 1983 y SCHUBERT y LAREDO, 1984). Véase: ISLA DE AVES, FORMACIÓN. 375 INVÁLIDO EL MENE, ARENAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. SENN (1935) introdujo el nombre de "El Mene, formación de arena" (El Mene sand formation); posteriormente, el mismo autor (1940) se refirió a la unidad indiferentemente como: Arenas de El Mene de Acosta; Arenas de El Mene y Formación El Mene de Acosta. El nombre El Mene ha sido empleado para designar unidades completamente distintas en otros lugares de Venezuela (HEDBERG, 1938-a, b); por esta razón y por su sinonimia con el Miembro de Arenas de El Salto, el término se considera inválido. Véase; EL SALTO, MIEMBRO DE ARENAS DE. INVÁLIDO EL MENE, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) empleó este nombre en la vecindad de El Mene de Mauroa, Falcón occidental, como equivalente de las lutitas de Agua Clara. WILLISTON y NICHOLS (1928) lo consideraron como probable equivalente de la parte inferior de la Formación Socorro. SUTTON (1946) lo consideró equivalente a las formaciones La Rosa y Lagunillas y al Grupo La Puerta. LIDDLE (1946) volvió a mencionar los estratos de El Mene de Mauroa como equivalentes a la Formación Agua Clara. Por falta de definición y empleo inadecuado el nombre es inválido. INVÁLIDO EL MENE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Cojedes. MACKENZIE (1937-a,b) empleó de nombre de "Formación El Mene o Cerro Pelado y Agua Clara", para designar una sección de areniscas duras interestratificadas con lutitas arenosas delgadas, expuestas en las quebradas Bellaca, Barragán, Parángula y en el camino Altamira-Barinitas. Para la selección del nombre se basó en informes inéditos de TERRY (fide ALBERDING, 1965), quien describió su Formación El Mene en el río del mismo nombre (o Quiú), 102 km al suroeste de la ciudad de Barinas. Según ALBERDING, la secuencia descrita por TERRY no equivale ni en edad ni en litología a la Formación El Mene de MACKENZIE. En contraste, KISER y SULEK (1966) señalaron que son muy semejantes. SUTTON (1946) llamó Formación Altamira a la secuencia descrita por 376 MACKENZIE, término a su vez sustituido posteriormente por el de Formación Pagüey. La Formación El Mene de MACKENZIE se considera inválida por lo confuso de su designación y por su homonimia con la Formación El Mene de HEDBERG y SASS (1937a, b). INFORMAL EL MENE, MIEMBRO O FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. La "Formación" El Mene de HEDBERG y SASS (1937-a, b) se clasifica aquí como unidad informal, aunque su rango no está claramente definido. A su empleo formal se opone en que el término es homónimo posterior tanto de las "capas de El Mene" (LIDDLE, 1928) como de la "Formación arenosa de El Mene" (SENN, 1935), y homónimo anterior, por paginación, de la "Formación El Mene" (MACKENZIE, 1937 -a, b). Sin embargo, estas diversas aplicaciones del nombre cayeron en desuso durante muchos años, por cuya razón la conservación del término en el sentido propuesto por HEDBERG y SASS puede considerarse hoy como válida, aplicando al extremo el criterio del Código de Nomenclatura Estratigráfica (ACSN, 1961, Art. 17). HEDBERG y SASS (1937-a, b) mencionaron brevemente la Formación El Mene como correlativa directa, en la orilla oriental del lago de Maracaibo, de su Formación Mostrencos, situada al oeste del mismo; el nombre designa capas eocenas reconocidas en el subsuelo en los campos petrolíferos de La Rosa y Lagunillas y en afloramientos en el Mene de Ambrosio, al norte. DOUGLAS (1938-a, b) describió la unidad como infrayacente a la Formación Paují del Oligo-Mioceno con discordancia. HEDBERG (1938-a, b) clasificó el término como indeseable debido a su homonimia. YOUNG (1956) describió un miembro superior de areniscas y lutitas interlaminadas, y un miembro inferior compuesto casi exclusivamente de lutitas carbonáceas oscuras, con capas finas ocasionales de arenisca. En esta primera descripción, YOUNG (op. cit.) especificó la concordancia de la Formación El Mene por encima de la Formación Misoa; este criterio establecía la total equivalencia lateral de esta unidad con la Formación Paují en materia de relaciones diacrónicas, la cual quedó claramente demostrada en la publicación casi simultánea de YOUNG et al., (1956). Posteriormente, YOUNG (1961) mostró que El Mene, modificado, podría interpretarse como infrayacente a, o como equivalente lateral parcial de las lutitas de Paují. Según MILLER y SAN JUAN (1963), El Mene en su totalidad grada lateralmente hacia el este a la Formación Paují y a la Formación Mene Grande suprayacente, opinión que fue rechazada por WALTON (1967). Según BRONDIJK (1967 -b), en la región de los campos petrolíferos del lago de Maracaibo, por encima de las formaciones Guasare y Marcelina y por debajo de la Formación Paují sólo puede definirse una unidad litoestratigráfica, constituida por areniscas espesas intercaladas con lutitas de varios tipos, que corresponde a la Formación Misoa, tal 377 como se reconoce en afloramientos al este del lago de Maracaibo. Este autor consideró que la Formación El Mene es una unidad redundante, litológicamente indistinguible de la Formación Misoa, aunque sugirió la posibilidad de retener el nombre El Mene con rango de miembro local de la Formación Misoa. INVÁLIDO EL MENE DE ACOSTA. ARENAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. SENN (1940) empleó indiferentemente los nombres Arenas de El Mene de Acosta y Formación El Mene de Acosta para referirse a su anterior Formación de arena El Mene "El Mene-sand formation", (SENN, 1935). El término es sinónimo del Miembro de Arenas de El Salto, mejor definido. Véase: EL SALTO MIEMBRO DE, ARENAS DE. INVÁLIDO EL MENE DE MAUROA, ESTRATOS DE ARENAS PETROLÍFERAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. El nombre "Estratos de El Mene de Mauroa" fue utilizado sin definición por LIDDLE (1946) como sinónimo de la Formación Agua Clara. El nombre Arenas Petrolíferas de El Mene de Mauroa aparece en el LEY (1956) como referencia cruzada, sin detalles adicionales. Véase: EL MENE, CAPAS DE. VÁLIDO EL MILAGRO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno,-Cuaternario: Pleistoceno) Estado Zulia. Referencias: LIDDLE (1928), describió esta unidad con el nombre de Capas de El Milagro, posteriormente elevadas a rango formacional por HEDBERG y SASS (1937). Esta unidad había sido conocida como Capas, Grupo y Formación Maracaibo de GARNER, (1926) y otros autores, estos términos así como el "Conglomerado de Santa Bárbara" (TASH, 1937-a, b) son sinónimos en desuso de la Formación El Milagro. La versión 378 errónea "Milagro" fue publicada por KEHRER (1956). Posteriormente GRAF (1969) efectuó un estudio más detallado de la formación. Localidad tipo: Acantilados occidentales de la avenida El Milagro, a lo largo de la costa del lago, en la ciudad de Maracaibo, estado Zulia. Extensión geográfica: La Formación El Milagro cubre el arco de Maracaibo y se extiende hasta la parte noreste del lago de Maracaibo. Se observa también en el subsuelo del lago, y en el distrito Bolívar del estado Zulia. Descripción litológica: En la localidad tipo y en la parte noreste del lago de, la formación consiste de arenas friables, finas a gruesas, muy micáceas, de color crema a pardo-rojizo; limos micáceos de color gris claro, interestratificados con arcillas arenosas, rojas y pardoamarillentas y lentes lateríticos bien cementados. Hay dos capas de arcillas arenosas y limosas, con abundantes fragmentos y troncos de madera silicificada. Estas capas cubren horizontes caracterizados por abundantes nódulos de hierro y formación laterítica, que fueron interpretados como paleosuelos, GRAF (1969). El paleosuelo superior separa la gruesa unidad inferior de la sección arenosa, característica de la Formación El Milagro. El paleosuelo inferior está desarrollado sobre el centro del arco, y separa la Formación El Milagro de una unidad verdosa, posiblemente equivalente a la Formación Onia (GRAF, op. cit.). SUTTON (1946), indica que estos sedimentos son de aguas dulces y llanas, depositados a una distancia considerable del área fuente. PEREZ y SANJUÁN (1964) consideran que el ambiente de sedimentación de la Formación El Milagro es fluvio-deltáico y lacustrino marginal. Según GRAF (1969), los sedimentos de la unidad son de caracter fluvial y paludal, depositados sobre un amplio plano costanero y de poco relieve que estuvieron expuestos a la meteorización y anegamiento durante el Cuaternario. Estas condiciones facilitaron la acción eólica y algunas capas de la formación, pueden representar dunas (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980). Espesor: Varía de 0 a 33 m y aumenta rápidamente hacia el sur alcanzando unos 150 m en el pozo Regional-1, a unos 10 km al suroeste de Maracaibo. Relaciones de campo: La Formación El Milagro yace en discordancia angular sobre estratos terciarios, y está cubierta, discordantemente, por sedimentos cuaternarios. GRAF (1969), postula la gradación lateral y descendente de esta formación a la Formación Onia. Fósiles: No se menciona la presencia de fósiles, excepto abundantes fragmentos de madera y troncos de árboles silicificados en la base de la formación. Edad: Por su posición estratigráfica y grado de litificación de los sedimentos, se le asigna una edad Pleistoceno con posible extensión al Plioceno. Correlación: La formación se correlaciona en su parte superior con la Formación Zazárida en Falcón y con las formaciones Necesidad y Carvajal en la cuenca de Maracaibo. 379 VÁLIDO EL MUACO, MIEMBRO (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. KAVANAGH DE PETZALL (1959) designó con este nombre al miembro inferior, de tres, de la Formación Caujarao, propuso su localidad tipo y describió su litología característica y su sección tipo en la región de la estructura de La Vela. VALLENILLA (1961) siguió esta misma subdivisión para la Formación Caujarao en su localidad tipo y describió el Miembro El Muaco como el miembro calcáreo-arenoso. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) realizaron una datación basada en foraminíferos planctónicos. Como localidad tipo se da la vertiente este de la quebrada El Muaco, distrito Colina, estado Falcón. (Hoja N° 6250, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El intervalo consiste principalmente de arcillas y lutitas que constituyen un 80% de la unidad. Hacia la base se presentan calizas organógenas y detríticas fosilíferas, margas fosilíferas y areniscas friables de grano fino. El ambiente de depositación parece ser de plataforma, con influencias a veces más marinas, evidenciadas por la presencia de microfauna pelágica (WOZNIAK y WOZNIAK, 1987). En la sección tipo, el Miembro El Muaco tiene un espesor de 690 m (KAVANAGH DE PETZALL, 1959). En el río Coro, VALLENILLA (1961) midió 645 m. Sus contactos, tanto inferior con la Formación Socorro, como superior con el Miembro Mataruca, son concordantes. Tanto KAVANAGH DE PETZALL (1959) como VALLENILLA (1961) identifican una variada microfauna de foraminíferos. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) hacen especial énfasis en los foraminíferos planctónicos. Los conjuntos planctónicos indican una edad del tope del Mioceno medio (Zona de Globorotalia menardii) para la parte inferior del Miembro El Muaco, que pasa rápidamente hacia la base del Mioceno tardío (Zona de Globorotalia acostaensis) dentro del mismo miembro (WOZNIAK y WOZNIAK, 1987). Véase: CAUJARAO, FORMACIÓN. INVÁLIDO EL OCUMO, COMPLEJO CENOZOICO (Paleoceno-Eoceno) Estado Aragua. Las rocas incluidas en esta unidad habían sido brevemente descritas y cartografiadas previamente por MACLACHLAN et al. (1960) y SHAGAM (1960). BECK (1985, 1986) utiliza este nombre para designar una asociación de conglomerados carbonáticos y rocas pelíticas, que afloran en un lugar intermedio entre El Pao de Zárate y Villa de Cura, estado Aragua. Considera que esta unidad es una de las que constituyen la cobertura sedimentaria de su "Napa de Loma de Hierro". 380 VÁLIDO EL PALMAR, GRANITO DE PALEOZOICO SUPERIOR -MESOZOICO (Triásico) Estado Zulia. Referencia: LIDDLE (1946) mencionó la presencia de granito en su descripción del macizo El Totumo-Inciarte. HEA y WHITMAN (1960) introdujeron el término Granito de El Palmar, para designar rocas ácidas intrusivas expuestas en la sierra de Perijá, en la zona comprendida desde la región al norte de El Totumo hasta Inciarte, al sur. Anteriormente LIDDLE et al., (1943) habían mencionado afloramientos de aplita y diorita cuarcífera, incluidas en su "Serie Perijá" e intrusivas en una sección de capas rojas de edad "probablemente pérmica" en el caño Grande, unos 100 m aguas arriba de la unión de los caños del Norte y del Oeste y de diorita en la zona de contacto entre las capas rojas permocarboníferas y las rocas del Devónico. Localidad tipo: Desde la hacienda El Palmar, unos 5 km al norte de El Totumo, hasta Inciarte, en los distritos Mara y Maracaibo, estado Zulia. Extensión geográfica: Región de El Totumo-Inciarte. En el subsuelo en los campos petrolíferos de El Totumo, Mara y La Paz, se reconocen rocas similares. Descripción litológica: El granito de El Palmar comprende dos tipos de litologías. Uno de color naranja rojizo y grano fino, con ortoclasa, micropertita y microclino a veces sericitizados, cuarzo en granos alargados equiangulares de 1 a 10 mm, albita, y clorita en menor proporción y abundante epidoto en forma de cristales idiomórficos pequeños como mineral accesorio. El otro tipo es de color rosado a gris rosado, de grano grueso, con ortosa, albita y cantidades menores de microclino, pertita, cuarzo y clorita. Relaciones de campo: La unidad es un cuerpo intrusivo. HEA y WHITMAN (op.cit) señalaron la presencia de una zona de aureola cerca de El Totumo, desarrollada por los granitos y la alteración hidrotermal en las rocas del contacto. Edad: Ha habido discrepancias en cuanto a la edad de este granito. MENCHER (1963), señala una determinación de edad (K/Ar) en biotita del granito penetrado en el pozo Mara13 de aproximadamente 210 Ma, que corrrespondería al Triásico (Geol. Soc. London, 1964) MARTIN BELLIZZIA (1968) mencionó determinaciones radiométricas de 200 ± 40 Ma de la granodiorita cerca del caño Riecito y 302 ± 42 Ma en biotita cloritizada del granito en el caño Emboscada; éstas cifras corresponden al Carbonífero tardío- Triásico. BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) al referirse al magmatismo del Terreno Chibcha, en el cual se incluye la sierra de Perijá, mencionan dos eventos magmáticos: el primero del Devónico (350 Ma) conocido como evento Antray y la segunda fase de plutonismo granítico corresponde al evento La Quinta de 180 Ma; a uno de estos eventos podría corresponder el granito de El Palmar, o sea que estaría relacionado con el evento tectotermal Permo- Triásico. 381 Correlación: Según HEA y WHITMAN el granito de El Palmar presenta analogías con los granitos de la península de La Guajira e isla de Toas, aunque este último contiene abundante titanita como accesorio; las rocas intrusivas de La Guajira, Toas y el subsuelo entre la plataforma de Maracaibo y la sierra de Perijá, forman una provincia magmática de granitos, diorita hornabléndica y granodiorita, cuya edad posiblemente se extiende desde el Devónico tardío hasta el Jurásico. Estos autores observaron la semejanza entre el granito de El Palmar, de grano fino y las aplitas que cortan la sierra de Perijá, más ricas en muscovita y clorita y sin epidoto accesorio y señalaron la existencia de pruebas regionales de su naturaleza de facies de aureola metamórfica lejana del Granito de El Palmar, con alteración hidrotermal. MARTÍN BELLIZZIA (1968) correlacionó el Granito de El Baúl con El Palmar. INVÁLIDO EL PAO, ARENISCA DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Cojedes. GARNER (1926) empleó el nombre "arenisca de Pao" para designar areniscas terciarias expuestas en el norte de Cojedes: Los autores posteriores, con excepción de LIDDLE (1928), hicieron caso omiso del término, hasta que SELLIER DE CIVRIEUX (1956) intentó redefinirlo con sentido más amplio. PEIRSON (1963) señaló errores en esta interpretación y consideró las areniscas de El Pao como inseparables de la Formación Quebradón, criterio compartido por SALVADOR (1964-b). Véase: QUEBRADÓN, FORMACIÓN. INVÁLIDO EL PARAISO, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre informal mencionado por HODSON (1926) y LIDDLE (1928) es sinónimo de la Formación El Paraíso. Véase: EL PARAISO, FORMACIÓN. VÁLIDO EL PARAISO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. 382 Referencias: HODSON (1926) describió originalmente las "Lutitas de El Paraíso", textualmente, con localidad tipo en El Paraíso, quebrada El Paraíso, distrito Bolívar, estado Falcón. LIDDLE (1928) hace una descripción más completa de la unidad y la considera equivalente a la parte superior de la Formación Misoa-Trujillo, de Venezuela. GRAVELL (1933) la llama "serie Paraíso" y le asigna una edad Eoceno medio y tardío. SENN (1935) correlaciona los "estratos de El Paraíso" con la parte superior de la Formación MisoaTrujillo superior. SENN (1940) equivale los "estratos de El Paraíso" a las "cuarcitas de El Mojino" y las coloca por debajo de las "lutitas de Tupure". SUTTON (1946) correlaciona la Formación El Paraíso con las formaciones Omuquena y Mene Grande, del Eoceno tardío. LIDDLE (1946) repite las descripciones e interpretaciones de su trabajo anterior, indicando que la unidad se conoce localmente con el nombre de "cuarcitas de Mojino". CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) menciona que existe la opinión de que la Formación El Paraíso es equivalente a las cuarcitas de Mojino de HALSE (1937) y las areniscas de San Juan de La Vega de SENN (1935), con lo cual deben incluirse todas bajo el primer nombre, ya que tiene prioridad. WHEELER (1960, 1963) suministra descripciones detalladas de esta formación, dentro de la cual incluye las areniscas de San Juan de La Vega. HUNTER y FERRELL (1972) demuestran la no equivalencia de las areniscas de San Juan de La Vega y la Formación El Paraíso, separadas por una gruesa sección lutítica. DÍAZ DE GAMERO (1977), ratifica la separación de las areniscas de San Juan de La Vega y, por tanto, del Grupo Mitare, término que propone eliminar de la literatura estratigráfica. Localidad tipo: Quebrada o río Paraíso, tributaria del río Mitare, sobre el camino real de Pecaya a Churuguara, distrito Bolívar, estado Falcón (HODSON, 1926). (Hoja N° 6248, escala 1: 100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación El Paraíso aflora en una larga faja anticlinal, desde el río Mojino en el oeste, hasta los ríos Remedios y Hueque, al este. En el extremo occidental desaparece bajo las lutitas de la Formación Pecaya, suprayacente, mientras que al este, se adelgaza y desaparece antes de ser cubierta por los aluviones del río Hueque y sus afluentes (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Descripción litológica: WHEELER (1960, 1963) subdividió la unidad en miembros informales, de los cuales el inferior, de carácter local, aflora tan solo en la quebrada La Danta, al sur de Taparoy, distrito Federación del estado Falcón. La litología incluye lutitas oscuras con capas delgadas y nódulos de ferrolita que meteorizan marrón rojizo a oscuro, areniscas "sal y pimienta" calcáreas, moderadamente endurecidas, con granos de ftanita negra, que meteorizan a gris-marrón en una matriz calcárea blanca y blanda; areniscas ferruginosas calcáreas bien cementadas; algunos conglomerados lenticulares con granos de ftanita. Los extensos afloramientos de la formación que se encuentran en las colinas de la llanura central de Falcón pertenecen al miembro superior de WHEELER (1960, 1963), cuya litología característica es la intercalación de lutitas no calcáreas gris violáceas oscuras, con areniscas cuarzosas muy endurecidas, de colores diversos y ocasionales carbones. DÍAZ DE GAMERO (1977) describe la variación de este miembro en las siguientes localidades: 383 al este de la localidad tipo, entre los ríos Paraíso y Pedregal y entre los ríos Pedregal y Mojino. La mayor parte de la Formación El Paraíso es de tipo regresivo, en que la costa avanzó desde el suroeste hacia el norte y noreste. Los sedimentos fueron transportados por varios ríos que progresivamente construyeron una amplia llanura deltaica. Los carbones marcan el límite oriental de dicha llanura, unos kilómetros al este del actual río Paraíso. Al este del río Paraíso predominaron las condiciones marinas y las lenguas clásticas, separadas por lutitas marinas, marcan las oscilaciones de la línea de costa durante la sedimentación de la formación. Espesor: Los valores publicados por WHEELER (1960, 1963) provienen de secciones incompletas y oscilan alrededor de los 500 m, incluyendo la sección tipo, con un espesor de 468 m. El mismo autor cita estimados de alrededor de 1000 m para la formación en Falcón occidental, en la parte sur del distrito Buchivacoa. JAECKLI y ERDMANN (1952), citados por DÍAZ DE GAMERO (1977), estiman un espesor máximo para la unidad de 1000 m, cifra que concuerda con mediciones de la mencionada autora. Relaciones de campo: WHEELER (1960) postuló una discordancia o lapso sin sedimentación entre las formaciones Jarillal y El Paraíso. Posteriormente (1963) rectifica la interpretación anterior y elimina la postulada discordancia en la base de la Formación El Paraíso. HUNTER (1974) vuelve a examinar el problema, sin resolver la disyuntiva, puesto que aunque las relaciones de campo son concordantes, la edad interpretada para la parte inferior de la Formación Jarillal y la parte superior de la Formación El Paraíso las separa por un lapso relativamente largo. El contacto superior, con la Formación Pecaya, es concordante y generalmente transicional (WHEELER, 1960; 1963; DÍAZ DE GAMERO, 1977). En el anticlinal de Taparoy, al sur del estado Falcón, el miembro inferior de la Formación El Paraíso descansa concordantemente debajo de la Formación Churuguara y es posible que esta relación se mantenga en la faja más meridional de afloramientos de la formación (WHEELER, 1960, 1963). Fósiles: La parte inferior de la formación es prácticamente estéril. En la parte transicional con la Formación Pecaya se encuentran microfaunas más variadas de foraminíferos bénticos e, incluso, ciertos foraminíferos planctónicos. WHEELER (1960, 1963) incluye una larga lista de especies de este intervalo más superior. DÍAZ DE GAMERO (1977) cita los siguientes foraminíferos planctónicos: Globorotalia opima opima, Globigerina cryptomphala, G. prasaepis y entre los foraminíferos bénticos: Uvigerina mantaensis, U. tumeyensis, Cibicidoides crebbsi, Gyroidinoides altiformis, Sphaeroidina bulloides, Brizalina vaceki, Stilostomella verneuili, Melonis formosum, Florilus scaphum, Lenticulina spp. y una variedad de arenáceos tales como Textularia nipeensis, Liebusella crassa, Cyclammina acutidorsata. Menciona también las siguientes especies de nanoplancton calcáreo: Ericsonia ovalis, Discoaster deflandrei. Edad: WHEELER (1960) asignó la unidad al Oligoceno tardío y postuló un largo hiatus entre ella y el Eoceno infrayacente. Posteriormente (1963) modificó esta interpretación y la consideró Oligoceno. DÍAZ DE GAMERO (1977) indica que va del Oligoceno temprano al 384 medio. La parte inferior, prácticamente estéril, puede asignarse a la Zona de Globigerina ampliapertura o quizás llegue a la Zona de Cassigerinella chipolensis-Hastigerina micra. La parte superior está en la Zona de Globorotalia opima opima. MUESSIG (1978) estudió los cuerpos basálticos que intrusionan la Formación El Paraíso, en la parte norte central de la cuenca, obteniendo una edad K/Ar de 22,9 ± 0,9 Ma. Correlación: Hacia el sur, la parte inferior de la Formación El Paraíso se correlaciona con la parte inferior de la Formación Churuguara (WHEELER, 1960; 1963; DÍAZ DE GAMERO, 1977). Las relaciones hacia el oeste y norte se desconocen. Al este, se correlaciona con la Formación Casupal la parte inferior del Grupo Agua Salada, redefinido por DÍAZ DE GAMERO (1985b). Sinonimia: La Formación El Paraíso incluye las cuarcitas de Mojino de HALSE (1937). VÁLIDO EL PEGÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno?) Estado Yaracuy. Referencias: La Formación El Pegón fue descrita originalmente por BUSHMAN (1959), designando una secuencia de aluviones pobremente consolidados, expuestos en el área de Yaritagua, estado Yaracuy. JEFFERSON (1964) extendió el uso, en sustitución del nombre Guamacire, describió la unidad en la región de Quíbor-Sanare (estado Lara), indicando que yace en discordancia sobre la Formación Trujillo (Formación Morán). BUSHMAN (1965) describió la formación en más detalle, mencionando algunos fósiles no-diagnósticos, una edad Mioceno (?) o Plioceno (?), y la equivalencia parcial con la Formación Guamacire. CAMPOS et al. (1977, 1979) mencionan la formación en la región Sanare-Cabudare, estado Lara. STEPHAN (1977, 1982) menciona la Formación "El Pegón o Guamacire" al este de El Tocuyo. AGUASUELOS (en KISER 1997) siguen a CAMPOS et al. (1977, 1979) en el uso del nombre en el flanco sureste de Los Andes, y lo extienden, a la depresión de Guarumen. Localidad tipo: Quebrada El Pegón, en el flanco oeste del cerro Alto, al noreste de Yaritagua, distrito Yaritagua, estado Yaracuy. Extensión geográfica: La formación aflora entre las quebradas Grande y El Pegón, al norte de Yaritagua, entre esta población y Barquisimeto, en aisladas áreas al sur de La Piedad entre la carretera de Acarigua y la quebrada Seca, y en la quebrada Baramis. Al suroeste, entre Quíbor y Sanare, (JEFFERSON, op. cit.). CAMPOS et al., (op. cit.), la describen en la carretera Sanare-Cabudare, y además se extiende desde el área de Ospino hasta la carretera Acarigua-Barquisimeto. La Formación El Pegón o Guamacire (STEPHAN 1977, 1982) está limitada al semi-graben Yay-El Yeso, al este de El Tocuyo y al sur de Quíbor. 385 Descripción litológica: BUSHMAN (op. cit.) indica que la formación está compuesta por gravas pobremente consolidadas y mal escogidas, con cantos de fragmentos de cuarzo, esquistos cuarzo-sericíticos y calizas. Presentan cierta estratificación, y al meteorizar toman un aspecto amarillo a anaranjado. Junto a las gravas se presentan bolsillos de arena amarilla. El endurecimiento de las gravas se debe a cemento calcáreo. En el área QuíborSanare, JEFFERSON (op. cit.) indica que la Formación El Pegón consiste de gravas de color blanco, marrón y marrón amarillento, con peñones y guijarros de cuarzo blanco, ftanita y arenisca, las cuales se presentan en capas gruesas o lenticulares. Interestratificadas con las gravas, se observan capas gruesas y lentes de arenas arcillosas, friables, de color blanco a marrón claro y arcillas de color gris claro a gris azuloso, con tintes de marrón. En la zona de la mina Curigua, se encuentran capas lenticulares de carbón. Al noroeste de Acarigua, la formación se compone de gravas, limolitas y lutitas varicoloreadas, con ocasionales margas gris azulosas. Además de los lignitos, STEPHAN (1982) menciona lentes delgados de yeso. Según JEFFERSON (op. cit.), los sedimentos de la Formación El Pegón representan una molasa post-orogénica. La presencia de lignitos y arcillas, sugiere un ambiente paludal asociado con episodios de sedimentación torrencial, evidenciados por los conglomerados y gravas. CAMPOS et al. (1977) interpretan un ambiente continental de la zona piemontina con ocasionales incursiones marinas sugeridas por las margas. STEPHAN (1982) interpreta a estos sedimentos como evidencia de un golfo marino que se extendió al suroeste desde la cuenca Bonaire hasta la depresión tectónica a lo largo de la falla Boconó. Espesor: En la localidad tipo, la formación tiene unos 100 m de espesor. En el área QuíborSanare, JEFFERSON (op. cit.) y CAMPOS et al. (1979) indica "…más de 100 m" de espesor estimado. Al sur de La Piedad, la formación tiene 60 m de espesor, y al noroeste de Acarigua, un espesor promedio de 150 m. Relaciones de campo: En la localidad tipo, la formación yace en discordancia angular sobre las rocas metamórficas de las Formaciones Mamey y Aroa. En la región QuíborSanare, yace discordantemente sobre la Formación Morán (JEFFERSON, op. cit.). En la región Sanare-Cabudare, está en discordancia sobre la Formación Mamey, y está cubierta con terrazas más jóvenes o con aluviones (CAMPOS et al.. 1979). Al noroeste de Acarigua, la formación está limitada al norte por un contacto de falla con la Formación Río Guache; al sur, está cubierta por terrazas y aluviones. Fósiles: No se han encontrado fósiles en la sección tipo. BUSHMAN (1965) encontró ostrácodos mal preservados en la quebrada La Quinta, cerca de Yaritagua. ODREMAN y MEDINA (1985) mencionan el foraminífero planctónico, Globorotalia fohsi fohsi, encontrado entre los dientes del Cetáceo (Odontoceti) en la quebrada El Abra, cerca de El Tocuyo, en la Formación Guamacire. Edad: BUSHMAN (op. cit.) considera que la formación puede ser de edad Mioceno o Plioceno, por correlación con la Formación Guamacire. ODREMAN y MEDINA (op. cit.) asignan los fósiles mencionados arriba al Mioceno; CAMPOS et al. (1979) y STEPHAN (1982) consideran que El Pegón pertenece al Mioceno tardío o al Plioceno. Por correlación 386 con la Formación Guamacire, la Formación El Pegón pertenece al Mioceno medio, sub zonas N-10 y N-11 de la Zona Globorotalia fohsi fohsi. Correlación: Se correlaciona con la Formación Guamacire (BUSHMAN, op. cit.). JEFFERSON (op. cit) sugiere que se puede correlacionar con las formaciones Betijoque y/o Isnotú, del estado Trujillo. BELLIZZIA y GONZÁLEZ (1968) postulan la equivalencia con la Formación Maporita descrita en el área de Morón, estado Carabobo y con la Formación El Pegón. CAMPOS et al. (1979) correlacionan El Pegón solamente con la Formación Río Yuca, que aflora al oeste del río Acarigua, estado Portuguesa. Véanse: GUAMACIRE, FORMACIÓN y RIO YUCA, FORMACIÓN. INVÁLIDO EL PIACHE, CALIZA DE, MÁRMOL DE MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) Estado Nueva Esparta. Estos nombres han sido empleados informalmente, para designar el intervalo de mármoles masivos de la Formación El Piache, término de uso actual. Véase: EL PIACHE, FORMACIÓN. VÁLIDO EL PIACHE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) Estado Nueva Esparta. Referencias: HESS y MAXWELL (1949) aplicaron el nombre de Mármol de El Piache a esta sección, que incluyeron en la parte inferior del Grupo Los Robles. TAYLOR (1960) se adhiere a este criterio. JAM y MÉNDEZ (1962), la designaron como Caliza de El Piache, considerándola como unidad separada, tanto del Grupo Juan Griego, como del Grupo Los Robles. VIGNALI (1976) asigna a la unidad rango de formación, y la integra nuevamente al Grupo Los Robles. Finalmente, CHEVALIER (1987) incluye la Formación El Piache en la parte superior del Grupo Juan Griego, posición estratigráfica que se le atribuye actualmente. Localidad tipo: Cerro El Piache, al noroeste de Porlamar, isla de Margarita. Extensión geográfica: La unidad aflora al norte y sur del macizo de El Copey, a lo largo de la carretera de La Asunción a Porlamar, especialmente en las canteras de Palosano, al oeste del pueblo de Atamo, en el morro de Porlamar y esporádicamente a lo largo del flanco occidental del cerro de Matasiete, entre los poblados de La Fuente y El Salado. Hacia el 387 oeste, se encuentra expuesta también al norte del cerro La Guardia, en la región de Las Bermúdez, donde cubre un área extensa, y en la parte sureste de Las Tetas de María Guevara. Descripción litológica: La unidad está constituida por mármoles intercalados con esquistos y filitas. El mármol es de grano fino y de tonalidades blanquecina, gris, verdosa, etc. Se presenta en capas individuales, con delgadas intercalaciones cloríticas y actinolíticas. En la localidad tipo se distinguen dos clases de mármoles, uno verde, clorítico, y uno blanco, dolomítico; ambos se presentan con intercalaciones de filitas cuarzo-cloríticas y cuarzosericíticas. JAM y MÉNDEZ, (op. cit.) sugieren un origen arrecifal para éstas calizas. CHEVALIER (op. cit.) considera, que la unidad fue depositada en ambiente de plataforma del paleo-margen continental de sudamérica. Esta litofacies, implica un retorno a condiciones oxigenadas, de mar abierto, después de la depositación de la unidad de esquistos grafitosos en condiciones euxínicas. Espesor: En la localidad tipo, la formación alcanza un espesor de 500 m (JAM y MÉNDEZ, 1962). Afloramientos situados al este de la carretera Guatamare-La Asunción, tienen un espesor promedio de 40-50 m (LEV, 1970); en la localidad de Las Bermúdez, al norte de punta Carnero, los mármoles se presentan intercalados con esquistos sericíticos, en capas de unos 10 m de espesor total (JAM y MÉNDEZ, 1962). Relaciones de campo: La formación es la unidad superior del Grupo Juan Griego. Pasa transicionalmente a la unidad de esquistos grafitosos de dicho grupo. El tope de la formación es transicional con la Formación Los Robles, suprayacente, o discordante con las formaciones cenozoicas Punta Carnero o La Tejita (JAM y MÉNDEZ, 1962). Edad: Por correlaciones regionales, la unidad se asigna al Cretácico temprano, Barremiense-Aptiense (CHEVALIER, 1987). Correlación: La sección se correlaciona con los mármoles masivos de la Formación Güinimita, y con las cuarcitas que constituyen la parte superior de la Formación Manicuare, ambas de la península de Araya. Se considera también equivalente a secciones calcáreas del Grupo Caracas. INVÁLIDO EL PICACHO, HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Anzoátegui. LIDDLE (1946) utilizó el nombre como sinónimo local de la Formación Peñas Blancas de uso actual; la invalidez del término fue señalada por SALVADOR (1964-b). Véase: PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN. 388 INFORMAL EL PILAR, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) Estados Guárico y Anzoátegui. PEIRSON (1965), designa con este término al miembro de la Formación Quiamare, que representa un depósito de "pie de monte" y es uno de la serie de los típicos "conglomerados orogénicos" que se encuentran actualmente en el frente de montaña en posición estratigráfica más alta desde el oeste hacia el este. CAMPOS, OSUNA y VIVAS (1980) lo elevan a la categoría de Formación el Pilar, con las mismas características. La litología está representada por conglomerados de guijarros, peñas y peñones mal cementados, en capas de 6 a 24 m de espesor, separadas por arcilitas. En la carretera de la costa, entre Boca de Uchire y Clarines, la unidad se caracteriza por la presencia de intervalos gruesos de arcilitas moteadas y bandeadas, con intercalaciones de capas lenticulares de conglomerados con tamaño de guijarros y de peñones; éstas últimas se hacen más abundantes y gruesas a medida que nos acercamos hacia el contacto con la Formación Quebradón; los tipos de roca que constituyen los conglomerados son areniscas cuarzosas, calizas, ftanita y raramente volcánicas. A medida que se avanza hacia el sur, los intervalos conglomeráticos gradan a arcillas, a veces fosilíferas. En el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1970) se indica que "la unidad tiene un espesor mínimo de 4570 m en su desarrollo máximo, pero desaparece lateralmente poca distancia al sur de su zona tipo, por acuñamiento entre las arcilitas normales de la Formación Quiamare". El contacto inferior del miembro El Pilar no se conoce, sin embargo, CAMPOS, OSUNA y VIVAS (1980) postulan que debe existir una discordancia, en todo el frente de montañas separando los niveles conglomeráticos gruesos de las unidades más antiguas; su tope no aparece en el área cartografiada, pero más hacia el este, se encuentra en contacto concordante y gradacional debajo de una secuencia de arcilitas con la siguiente macrofauna: Turritella matarucana F. HODSON, Turritella plebeia SAY, Turritella mimetes colimensis F. HODSON, Hemisinus picardi MACSOTAY, Hemisinus sp. MACSOTAY (1977) ubica esta macrofauna dentro de la base del Mioceno tardío. Con base a los fósiles, la edad de la Formación El Pilar se ha determinado desde la base del Mioceno tardío hasta el Plioceno en sus áreas de mayor desarrollo, mientras que a medida que se avanza hacia el sur, los intervalos conglomeráticos gradan a arcillas a veces fosilíferas. INVÁLIDO EL PILAR, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estados Guárico y Anzoátegui. 389 PEIRSON (1965) designa este miembro de la Formación Quiamare, el cual representa un depósito de "pie de monte" y es uno de la serie de los típicos conglomerados orogénicos que se encuentran actualmente en el frente de montaña, en posición estratigráfica más alta desde el oeste hacia el este, dentro de la secuencia de rocas del Mioceno temprano. CAMPOS, OSUNA y VIVAS (1980), elevan esta unidad a la categoría de formación. Véase: EL PILAR, FORMACIÓN. INFORMAL EL PLATILLÓN, OLISTOSTROMO CENOZOICO (Terciario: Paleoceno - Eoceno medio?) Estado Guárico. KONIGSMARK (1958, 1965) introdujo el término Platillón, para designar cuerpos de diorita y brechas de diversos tipos que intrusionan a la Formación Garrapata en forma de "sills" en Guárico noroccidental. GONZALEZ y PICARD (1971, 1972) cartografían estas rocas en el sector del cerro Pariapán, e igualmente las consideran intrusivas. GONZÁLEZ SILVA (1977) propuso el nombre de "subcinturón de sedimentos caóticos" para distinguirlas de las unidades típicas de la napa piemontina. STEPHAN et al., (1994) usaron el término Complejo Caótico Platillón. MACSOTAY et al, (1995) introducen el nuevo término Olistostromo El Platillón, para referirse a esta unidad megaolistolítica, la cual es un típico componente del wild flysch paleógeno expuesto a lo largo del borde norte de la napa piemontina. MACSOTAY et al., (op. cit.), destacan que en esta unidad interna de la Napa Piemontina, se distinguen dos formaciones: Los Cajones y Garrapata y dejan abierta la posibilidad de que existan hacia el oeste remanentes erosionales de una tercera unidad (Formación Orupe). Estos autores, consideran que la unidad Guatopo (BECK, 1977), es sinónimo del olistostromo El Platillón. MACSOTAY et al., (op. cit.) consideran que el olistostromo El Platillón tiene un rango de edad que va desde el Paleoceno al Eoceno temprano, con posible extensión al Eoceno medio y la consideran correlativa en edad con la Formación Guárico. Véanse: LOS CAJONES, FORMACIÓN y GARRAPATA, FORMACIÓN. INVÁLIDO EL RODEO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. MILLER (1956) mencionó brevemente el antiguo empleo inédito de este término para designar parte del Grupo El Fausto de uso actual. La única referencia publicada al término 390 es de nombre compuesto de "arenisca Arrimpia-EI Rodeo" (HEDBERG y SASS, 1937-a, b). Véase: EL FAUSTO, GRUPO. VÁLIDO EL ROSARIO, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Zulia. Referencias: ETCHART (1977) designó con este nombre la secuencia conglomerática de poco espesor y gran extensión superficial que yace discordantemente, en posición horizontal, sobre casi todas las secuencias del Terciario superior. No se conocen referencias anteriores a las de ETCHART (op. cit.), aun cuando NOTESTEIN et al., (1944) al referirse a la Formación Necesidad, describen unas arcillas intercaladas con areniscas de grano grueso que gradan a conglomerados, y que podrían corresponder a los sedimentos de la Formación El Rosario. GONZALEZ DE JUANA et al., 1980, indican que la Formación El Rosario es equivalente de la parte superior conglomerática de la Formación Necesidad. Localidad tipo: A lo largo de la carretera Machiques-Colón, entre los ríos Yasa y Socuavó, en una franja paralela al piedemonte de la sierra de Perijá. Extensión geográfica: La Formación El Rosario aflora en el distrito Colón, del estado Zulia, desde el sur de Machiques hasta el río Tarra por el sur y desde campo Rosario hasta caño 5 de Julio por el oeste. Descripción litológica. Litológicamente se compone de conglomerados arenosos, gravas y arenas cuarzosas gruesas de color pardo, pardo rojizo y marrón claro. Los conglomerados arenosos contienen hasta un 70% de clastos gruesos de cuarzo y menor proporción de clastos graníticos, con alto contenido de ortoclasa, clastos de esquistos y volcánicos, en una matriz de arena gruesa a fina, estos sedimentos presentan mala selección. Entre los conglomerados se intercalan lentes de arenas limosas de color pardo claro y amarillo rosado, La unidad se depositó en un ambiente de conos aluvionales piemontinos, con sedimentos derivados de las rocas ígneas y metamórficas de la sierra de Perijá. Espesor: El espesor tiene gran variación regional. Cerca de Machiques no sobrepasa los 3,5 m y va aumentando hacia el sur hasta alcanzar entre 9 y 12,5 m. Relaciones de campo: La Formación El Rosario suprayace discordantemente a las formaciones Necesidad, León, Carbonera y sobre el Grupo Guayabo. La unidad infrayace a sedimentos aluvionales del Holoceno. Edad: Por su posición estratigráfica, discordante sobre la Formación Necesidad se le asigna una edad Pleistoceno. 391 Correlación: ETCHART (op. cit.), correlaciona la unidad con la Formación Carvajal del estado Trujillo. VÁLIDO EL SALADO, GRANITO DE MESOZOICO (Cretácico temprano-tardío) Estado Nueva Esparta. Referencias: La unidad fue descrita por primera vez por TAYLOR (1960), y clasificada como augengneiss. MARESCH (1975) la designó como Granito de El Salado, agrupando bajo esta denominación las rocas intensamente cizalladas, con feldespato potásico y textura ígnea vestigial, que afloran en las cercanías del pueblo de este nombre. El nombre fue empleado en el mismo sentido por GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980). CHEVALIER (1987) aportó información tectónica y geoquímica sobre esta unidad. Localidad tipo: No se ha establecido formalmente una localidad tipo, pero MARESCH (op. cit.) indica, que el mayor afloramiento está localizado a 0,5 km al noroeste del pueblo de El Salado. Otros afloramientos están ubicados en la parte sur de los cerros Santa Elena y Los Micos. Extensión geográfica: El granito está restringido a la parte norte de Margarita oriental. Descripción litológica: La roca varía en textura desde granular, a intensamente cizallada, llegando a formar verdaderos augengneises. Estos son de color excepcionalmente oscuro, en parte, por el avanzado estado de meteorización que es común en las variedades muy cizalladas. El intrusivo está compuesto por microclino pertítico fenocristalino y en fragmentos granulados intersticiales menores, albita vestigial, albita recristalizada, cuarzo, epidoto, mica blanca y biotita. Con la deformación y recristalización, se produce un aumento de mica blanca y epidoto, y disminución del feldespato ígneo vestigial. En las variedades cizalladas, los augen consisten en fragmentos rotos de microclino pertítico, oligoclasa sódica y agregados prolicristalinos de los mismos. De acuerdo a su composición, la roca ha sido clasificada como granito o adamelita (MARESCH, 1975; CHEVALIER, 1987). Ambiente tectónico y petrogénesis: A pesar de la diferencia en composición, CHEVALIER (op. cit.) atribuye a estas rocas el mismo origen que a los intrusivos plagioclásicos, asociadas al Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí, los cuales considera derivados de fusión parcial de sedimentos detríticos y rocas del complejo, durante un proceso de obducción/subducción. Relaciones de campo: El gneis se presenta en forma de cuerpos alargados, que MARESCH (op cit.) describe como intrusivos en rocas ultramáficas. CHEVALIER (op cit.) propone, 392 que los afloramientos de este ortogneis son igual que las masas peridotíticas, lentes alóctonas, desarraigadas e intercaladas en el edificio de napas. Edad: CHEVALIER (op. cit.) asigna este granito al Cretácico temprano, edad que atribuye al proceso de obducción/subducción propuesto por este autor. Se lo ha postulado también, como intrusivo tardío durante un ciclo de deformación mayor, en el Cretácico tardío. Correlación: La unidad es correlacionable con otros metagranitos, asociados a la secuencia metasedimentaria de la región central del sistema montañoso del Caribe. INVÁLIDO EL SALTO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. SUTER (1947) propuso el nombre de Miembro El Salto para designar la subdivisión inferior de la Formación San Lorenzo. Con dicho rango fue descrito por RENZ (1948) Y apareció en numerosos cuadros de correlación. WHEELER (1960, 1963) propuso suprimir el nombre de Formación San Lorenzo y elevar el Miembro El Salto a la categoría de formación, pero este criterio no fue aceptado en el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963), pese a que los argumentos de WHEELER poseen ciertas bases válidas. Véanse: EL SALTO, MIEMBRO DE ARENAS DE y SAN LORENZO, FORMACIÓN. VÁLIDO EL SALTO, MIEMBRO (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Estado Falcón. El Miembro El Salto fue propuesto y descrito por primera vez por SUTER (1947), con el nombre de Miembro de Arenas de El Salto, y estudiado por RENZ (1948), como la unidad inferior de la Formación San Lorenzo. WHEELER (1960, 1963) propuso elevar el miembro, junto con el Miembro Menecito, a rango de formación y suprimir el nombre de Formación San Lorenzo. DÍAZ DE GAMERO (1985b) redefinió el Grupo Agua Salada Formación y al no poder discriminar las formaciones individuales en la región nororiental, utiliza el término Formación Agua Salada, con un único miembro, el Miembro El Salto. RENZ (1948) estableció la sección tipo del miembro en el pozo El Mene Nº 47, entre los 69 y los 348 m de profundidad. (Hojas N° 6549 y 6449, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). RENZ (1948) menciona que el Miembro El Salto aflora a lo largo de la carretera que parte de El Mene de Acosta en dirección sur hasta el pozo El Mene Nº 2 o la quebrada El Mene, en El Mene de Acosta. DÍAZ DE GAMERO (1985 b) describe el Miembro El Salto entre Píritu y Puente Ricoa, en la fila La Tocineta, en los cerros Togogo, La Ceiba, 393 Cachicamo, Ortiz y en Curamichate, en la costa. No existe entre Maicillal y Jacura, ni entre el alto de Guacharaca y el cerro Mirimire, en estratos de edad equivalente. La litología distintiva de este miembro es arenosa. SUTER (1947) menciona cuatro ciclos sedimentarios, que comienzan con arcilla en la base y progresan hacia arriba a limolitas con pequeñas lentes de arena, seguidas por arenas lenticulares hasta culminar en una capa de arenisca, localmente cementada. Las areniscas se lenticularizan hacia el norte y la mayoría desaparece antes de alcanzar la cresta del anticlinal de El Mene, mientras que algunas pasan lateralmente a arcillas glauconíticas. Menciona la presencia de delgadas calizas orbitoidales en el área entre El Mene y El Menecito y de algunas capas de areniscas conglomeráticas y conglomerados en pozos del flanco suroriental. RENZ (1948, en LEV, 1956) lo describe como formado por capas de areniscas de hasta 10 m de espesor, intercaladas con arcillas limolíticas y limos gris-azules. Las arenas son lenticulares, friables, predominantemente de grano medio, pero con lentes locales de arenas de grano grueso y hasta conglomeráticas, con cambios laterales rápidos. Algunas arenas pasan a calizas arenosas, que a veces contienen foraminíferos grandes. Abundan los granos de glauconita y varias de las arenas pasan lateralmente a verdaderas arenas glauconíferas a las que RENZ (1948) designó como "marga glauconífera de Culata". DÍAZ DE GAMERO (1985b), en la parte nororiental de la cuenca, solo distingue el Miembro El Salto dentro de la Formación Agua Salada y lo divide en cuatro unidades litológicas informales, o litofacies. La unidad I consiste de un olistostromo, en donde varios bloques de areniscas, limolitas y carbón de diversos tamaños y formas se encuentran embebidos en una matriz lutítica. La unidad II consiste de intercalaciones de areniscas de grano fino que muestran las estructuras sedimentarias típicas de turbiditas. La litofacies III muestra finas intercalaciones de lutitas, limolitas y areniscas de grano fino, que pasa hacia arriba a capas más gruesas de areniscas de grano medio a grueso y, localmente, conglomerático. Por último, la unidad IV consiste predominantemente de pocas capas muy gruesas de arenisca y algunas intercalaciones menores de areniscas turbidíticas en gruesos intervalos de arcillas. RENZ (1948) interpreta la sedimentación en condiciones marinas de poca profundidad, no lejos de una costa baja, en un clima tropical, en aguas claras y de salinidad normal. DÍAZ DE GAMERO (1996) reinterpreta las arenas del Miembro El Salto como sedimentadas en aguas profundas y derivadas de la desembocadura del río protoOrinoco, en la parte occidental de la cuenca de Falcón. El espesor en la sección tipo es de 261,5 m (RENZ, 1948). DÍAZ DE GAMERO (1985b) estima entre 800 y 900 m el espesor del Miembro El Salto en la región nororiental. En el área tipo, RENZ (1948) reporta contactos concordantes, tanto en la base como en el tope. En la región del domo de Esperanza, pasa lateralmente a la marga glauconífera de Culata. En la región nororiental, DÍAZ DE GAMERO (1985b) reporta contacto concordante en la base y concordante y transicional en el tope del Miembro El Salto. RENZ (1948) incluye una larga lista de foraminíferos dentro de la Zona de "Uvigerinella" sparsicostata, ocupada en su parte inferior por el Miembro El Salto. Además de foraminíferos, incluye listas de plantas y peces fósiles. DÍAZ DE GAMERO (1985b) menciona que las lutitas del miembro contienen únicamente foraminíferos arenáceos de 394 estructura simple, conformando conjuntos de escasa variedad de especies dominados por el género Ammomarginulina. BLOW (1959), le asigna una edad de Mioceno temprano (Zona de Catapsydrax dissimilis). DÍAZ DE GAMERO (1985b) establece una edad comprendida entre las zonas de Praeorbulina glomerosa y Globorotalia fohsi peripheroronda (Mioceno temprano a medio) para el Miembro El Salto en la parte nororiental de la cuenca. DÍAZ DE GAMERO (1985b) correlaciona el Miembro El Salto de la Formación Agua Salada, en Falcón nororiental, con parte de la Formación Cerro Pelado. Véanse: SAN LORENZO FORMACIÓN y AGUA SALADA FORMACIÓN. INVÁLIDO EL SALTO MIEMBRO DE ARENAS DE (Formación San Lorenzo) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. El Miembro El Salto, propuesto originalmente por SUTER (1947) y descrito por RENZ (1948), es el inferior de la Formación San Lorenzo; comprende 261,5 m de espesor de arenas, limos y arcillas limolíticas, transicionalmente suprayacentes a la Formación Guacharaca y cubiertas concordantemente por el Miembro de Arcillas de Menecito. RENZ (1948) estableció su sección tipo en el pozo El Mene Nº 47, entre los 68 y 347 m de profundidad. Bioestratigráficamente, corresponde a parte de la Zona de "Uvigerinella" sparsicostata de RENZ y a la Zona de Catapsydrax dissimilis y parte de la Zona de C. stainforthi de BLOW (1959), quien establece su edad como Aquitaniense (Mioceno temprano). WHEELER (1960, 1963) propuso elevar el miembro, junto con el Miembro Menecito, a rango de Formación y suprimir el nombre de Formación San Lorenzo; sin embargo, el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963) mantiene la Formación San Lorenzo con sus miembros El Salto y Menecito. WHEELER correlacionó El Salto con la Formación Pedregoso de Falcón central. Véanse: AGUA SALADA, GRUPO y SAN LORENZO, FORMACIÓN. VÁLIDO EL SANTUARIO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Trujillo. Referencias: CAMPOS (1973) introdujo este nuevo nombre formacional tomado del caserío El Santuario, situado en la margen izquierda del río Boconó, distrito Boconó, estado Trujillo, para designar una secuencia sedimentaria de probable edad Eoceno medio. 395 Localidad tipo: CAMPOS (op. cit.) propone como sección tipo de la Formación El Santuario, la que aflora en el camino de recuas que une al mencionado caserío con el de Santa María. Como sección de referencia se designa el camino El Canjilón-Los Ranchos, en la margen derecha del río Boconó. Extensión geográfica: La formación se extiende desde el sur del río Burate, al este de Niquitao, hasta el cerro El Diablo, al este del río Boconó, estado Trujillo (CAMPOS, op. cit.). Descripción litológica: En la localidad tipo la parte inferior de la formación es un paquete fundamentalmente arenoso, con algunas intercalaciones de lutitas de unos 225 m de espesor; las areniscas son grises a blancas, cuarzosas, bien escogidas, generalmente densas, en capas de espesores variables entre 5 cm a 1,20 m; las lutitas son arenosas, negras, endurecidas y con restos de plantas. Ascendiendo la sección, aparece un intervalo de 75 m de espesor de calizas arenosas y areniscas calcáreas, ambas fosilíferas de color gris a gris azuloso, en capas de hasta 1,50 m, con algunas capas intercaladas de lutitas y limolitas grises. Siguen unos 125 m de areniscas blancas y grises muy cuarzosas, de grano fino a medio, y bien escogidas. La formación termina con un paquete de 150 m de espesor de calizas arenosas y areniscas calcáreas, fosilíferas y de colores variables desde negras a grisazuloso; este último está en aparente contacto de falla con un intervalo lutáceo, posiblemente perteneciente a la parte inferior de la Formación Pagüey, CAMPOS (1973). La litología y el contenido faunal, indican un ambiente de plataforma marino y poco profundo (CAMPOS, op. cit.). Espesor: CAMPOS (op. cit.) menciona que en la localidad tipo y áreas adyacentes, la formación alcanza unos 575 m de espesor. Relaciones de campo: En su base, CAMPOS (op. cit.) postula un hiatus que la separa de la Formación Bellaca; en la localidad tipo, su parte superior está en contacto de falla con lutitas negras, presumiblemente pertenecientes a la Formación Pagüey o algún equivalente de la última. Hacia la quebrada Escorá, afluente del río Burate, la parte inferior de la Formación El Santuario está en contacto de falla (falla de Boconó) con rocas del Grupo Iglesias. Fósiles: En muestras de los horizontes calcáreos, BERMÚDEZ (en CAMPOS, 1973) identificó Discocyclina sp., Lepidocyclina cf. pustulosa (H. DOUVILLE), Operculinoides sp., foraminíferos sin determinar y algas calcáreas. Edad: La fauna sugiere una probable edad Eoceno medio a tardío. Sin embargo, tomando en cuenta la ausencia de sedimentos del Eoceno tardío en toda el área considerada, parece lógico atribuir la Formación Santuario al Eoceno medio, (CAMPOS, op. cit.). Correlación: CAMPOS (op. cit.) establece la equivalencia lateral entre la Formación El Santuario (facies de plataforma en el área de Boconó-Niquitao) y las formaciones Gobernador y Masparrito combinadas (facies de plataforma en el área al oeste del río 396 Boconó), así como también la parte superior de la Formación Río Guache (facies de surco en el área al este del caserío Masparrito). VÁLIDO EL TINACO, COMPLEJO DE PRECÁMBRICO SUPERIOR O PALEOZOICO (Ordovícico-Silúrico?) Estado Cojedes. RENZ y SHORT (1960) introdujeron este nombre para designar una gran variedad de rocas sedimentarias metamorfizadas y muy plegadas expuestas entre Tinaquillo, San Carlos y El Pao, estado Cojedes. MACKENZIE (1966), describió el Complejo de Tinaco en mayor detalle con el nombre de "gneises hornabléndicos y rocas asociadas". OXBURGH (1965) describió el extremo suroriental del complejo y postuló su derivación de areniscas arcósicas impuras. MENÉNDEZ (1965), interpretó el complejo como derivado en gran parte de una secuencia lutítico-grauváquica y reconoció dos unidades metasedimentarias ("gneis de La Aguadita" y "esquisto de Tinapú"), intrusionadas por varios tipos de rocas ígneas. SEIDERS (1965) correlacionó las rocas del basamento en Miranda central con el gneis de La Aguadita que identificó con las "dioritas hornabléndicas" y los "granitos sódicos" descritos por SMITH (1952) concordando con la interpretación de MACKENZIE (1966). MENÉNDEZ (1966) reinterpretó algunas unidades expuestas al sur de la falla de La Victoria, asignadas previamente al Grupo Caracas, como equivalentes al Complejo de El Tinaco. JARVIS (1966) describió afloramientos surorientales del complejo al este del río Pao. No se ha definido localidad tipo. Existen buenos afloramientos al noreste de El Tinaco, estado Cojedes. La unidad se reconoce desde Caucagua, estado Miranda, hasta El Tinaco, estado Cojedes. MENÉNDEZ (1965) reconoció dos unidades metasedimentarias en el complejo: la inferior, denominada Gneis de la Aguadita, consiste de gneises hornabléndicos y biotíticos, gneises cuarzo-plagioclásicos y en menor escala, anfibolitas y mármoles; la superior, designada con el nombre de Esquisto de Tinapú, suprayace concordantemente a la primera y consiste de esquistos muscovíticos, esquistos cloríticos y esquistos conglomeráticos. El gneis de La Aguadita está intrusionado por cuatro plutones de trondhjemita envueltos por una ancha zona de inyección o zona migmatítica. Al norte de la falla de Tinapú, pequeños cuerpos de hornablendita y de diorita hornabléndica intrusionan ambas unidades del complejo. Se desconoce la base del complejo; su tope está cubierto discordantemente hacia el norte por la Formación Las Placitas; hacia el sur está sobrecorrido por unidades no metamorfizadas de edad Albiense a Coniaciense (formaciones Cojedes, Pilancones y Querecual). Su edad se considera Precámbrico superior o Paleozoico: Ordovícico-Silúrico? Estas rocas de basamento son posibles equivalentes de los gneises de Peña de Mora y Sebastopol (MENÉNDEZ, 1966) y de rocas similares expuestas al este de Santa Lucía, en 397 la quebrada Charallave, al norte de Tácata, al oeste del lago de Taguaiguai y en Cascabel al oeste del lago de Valencia. Véanse: LA AGUADITA, GNEIS DE y TINAPÚ, ESQUISTO DE. VÁLIDO EL TOCUYO, LUTITAS DE (Formación Morán) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) designaron con este nombre, al tramo arcilloso inferior de la Formación Morán, con localidad tipo en la región de El Tocuyo, especialmente en la quebrada Sanare, al norte de esta población, estado Lara. La unidad consiste predominantemente, en lutitas de color oscuro variado, con capas delgadas de grauvacas de color marrón y calizas arrecifales locales. Tiene un espesor aproximado de 1300 m en la localidad tipo. Su contacto inferior, no observado en el campo, se presume concordante sobre rocas cretácicas; el miembro es concordante por debajo de las Areniscas de Botucal, de la Formación Morán. Contiene una fauna con tubos de gusano, Nummulites sp., Discocyclina sp., Marginulina sp., Rhabdammina sp. Rzehakina epigona, Globigeriniidae, algas y fragmentos de moluscos, que determinan una edad Paleoceno y Eoceno temprano. El miembro es equivalente de las formaciones Valle Hondo y Trujillo al oeste y suroeste, y se correlaciona en el estado Lara, con la parte superior de la Formación Villanueva al sur, y con la Formación Matatere al noroeste. Véase: MORAN, FORMACIÓN. INFORMAL EL TORNO, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) introdujo este nombre para designar la masa montañosa expuesta al norte del Complejo de Imataca, en la localidad de El Torno, adyacente a la isla del Infierno, en el codo que allí forma el río Orinoco y que se extiende al este hacia Mapire, estado Bolívar. Junto con las demás unidades de la Asociación Real Corona-El Torno, del mismo autor (1965-a, b) había sido considerada como parte del Complejo de Imataca por PERFETTI y CANDIALES (en RUBIO et al., 1953). KALLIOKOSKI (op. cit.) señala en su localidad tipo, lava anfibólica almohadillada y de color verde oscuro. Las almohadillas varían en tamaño y están achatadas por la deformación; con las lavas se intercalan anfibolitas oscuras negruzcas, macizas y de grano fino. Las rocas se asemejan en composición y facies metamórfica a la Formación Carichapo; no obstante, KALLIOKOSKI (1965) consideró que no se justificaba la correlación entre ambas unidades. Se le asigna una 398 edad Precámbrico Inferior, ya que en aspecto, composición y grado metamórfico éstas rocas son algo similares a algunas de las lavas anfibolíticas y anfibolitas de Carichapo. MENENDEZ (1994) correlaciona la Formación El Torno con la Anfibolita de Danta que aflora al sur, en el Cinturón de Rocas Verdes de La Esperanza, y con la Anfibolita de Río Claro y señaló que podría constituir la parte basal de un remanente de cinturón de rocas verdes erosionado y parcialmente cubierto por sedimentos de las planicies aluvionales del río Orinoco y del río Aro. La unidad se considera informal hasta que se haga una descripción más precisa. INVÁLIDO EL TOTUMO, LENTES DE CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico: Turoniense -Santoniense) Estado Guárico. KONIGSMARK (1958) emplea este nombre originalmente como "Lentes de Caliza Totumo" con una breve descripción, ampliada posteriormente, en 1965, con el nombre de "Lentes de Caliza de El Totumo", con localidad tipo cerca de la hacienda El Totumo, al este de San Juan de Los Morros. KONIGSMARK atribuyó el nombre a SHAGAM, cuyo estudio fue publicado posteriormente (1960-a, b). Las lentes son discontinuas, de hasta 10 km de longitud y 150 m de espesor, compuestas de capas delgadas (10 cm) de caliza de grano fino y color marrón oscuro, con cantidades menores de limolita calcárea, arenisca, asperón, caliza gris y ftanita, interestratificadas a diferentes niveles en la Formación Garrapata. Contienen microfósiles planctónicos abundantes aunque mal preservados, que sugieren una edad Turoniense a Santoniense. El término es inválido, por homonimia posterior con las Rocas Volcánicas de El Totumo, y deberá ser sustituido. VÁLIDO EL TOTUMO, ROCAS VOLCÁNICAS DE MESOZOICO (Jurásico) Estado Zulia. Referencias: LIDDLE (1946) mencionó riolitas en el macizo de El Totumo-Inciarte. GONZÁLEZ DE JUANA (1951-b) se refirió al "Complejo de El Totumo", intrusivo en gran parte dentro de la Formación La Quinta y señaló la presencia en el mismo de traquitas, riolitas y basaltos. HEA y WHITMAN (1960,) emplearon el término de Rocas Volcánicas de El Totumo para designar un grupo de rocas efusivas expuestas a la quebrada de El Totumo y a lo largo del flanco oriental de la sierra de Perijá. MILLER (1960) mencionó el término no específico de Rocas Volcánicas de El Totumo, el cual "se refiere a la concentración de rocas volcánicas, tanto en la unidad Macoíta como en La Quinta en las cercanías de El Totumo". 399 Localidad tipo: Quebrada El Totumo, desde el frente de montañas hasta la cabecera septentrional de La Quebrada, afluente norte de la quebrada La Gé, distrito Perijá, estado Zulia. Extensión geográfica: Región de El Totumo. Según HEA y WHITMAN el término designa "en forma menos específica" a las rocas volcánicas expuestas a lo largo del frente oriental de la sierra de Perijá. En la región de El Totumo, el volumen de material volcánico es tal que oculta la secuencia sedimentaria contemporánea (Grupo La Gé). Descripción litológica: Según HEA y WHITMAN, en la localidad tipo la unidad comprende coladas volcánicas con algunas tobas brechadas interestratificadas, parcialmente metamorfizadas, que constituyen el miembro intermedio entre coladas e intrusiones poco profundas. Consisten de tobas líticas y aglomerados limosos a conglomeráticos, de color verde claro grisáceo a rojo oscuro, con fragmentos volcánicos de diferentes tipos y colores, plagioclasas, cuarzo, serpentina y minerales de hierro. La matriz frecuentemente tiene un aspecto nublado no determinado; consiste de ceniza desvitrificada, cristales rudimentarios y material clorítico. Las tobas exhiben estructuras variables; con frecuencia se presentan zonas onduladas rellenas con limonita, estratificación subrítmica y lenticularidad. Ocasionalmente se interestratifican con arcosas volcánicas carbonosas y pórfidos delgados. Las coladas y rocas intrusivas poco profundas de la quebrada El Totumo se dividen en dos miembros: uno inferior, con latitas cuarcíferas, traquitas y dacitas; las latitas cuarcíferas son predominantemente rojas, con fenocristales finos, cuarzo idiomórfico corroído y grandes cristales de andesina en la matriz; el miembro superior consiste de latitas cuarcíferas porfídicas biotíticas, de color gris verdoso a rosado, macizas, gruesamente fenocristalinas y de composición similar al miembro inferior, el cual es más espilítico y puede haber sido una colada submarina. Relaciones de campo: Según HEA y WHITMAN (1960) hay metasomatismo y metamorfismo progresivo en las rocas que se encuentran alrededor de El Totumo, con alteración hidrotermal que ha rellenado vesículas con minerales accesorios y que ha favorecido la recristalización de la matriz en las tobas y coladas. Los autores señalaron la epidotización en el Granito de El Palmar y en sedimentos del Grupo La Gé. Edad: Según HEA y WHITMAN, se requieren estudios adicionales para precisar la ubicación estratigráfica de estas rocas. Sin embargo, consideraron que la actividad volcánica de El Totumo fue contemporánea con la sedimentación del Grupo La Gé y contribuyó a formar estos sedimentos (Jurásico). Se encuentra material erosionado de estas rocas ígneas incorporado en sedimentos del Mesozoico tardío y Cenozoico. De lo antes expuesto, se infiere una edad Jurásico. Correlación: En sedimentos más antiguos que el Conglomerado de Seco, HEA y WHITMAN mencionaron diques y capas intrusivas andesíticas y basálticas, con vesículas de zeolitas, calcedonia, calcita y clorita; diques de riolita y lacolitos poco profundos cortan al basalto y a los granitos más antiguos. En la península de La Guajira hay riolitas que intrusionan a la Formación La Quinta. 400 INVÁLIDO EL VERAL, CAPAS DE, PAQUETE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos nombres informales fueron publicados simultáneamente por SUTER (1937-a, b) y por GONZÁLEZ DE JUANA (1937-a, b) para designar la Formación El Veral de uso actual. Véase: EL VERAL, FORMACIÓN. VÁLIDO EL VERAL, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano-tardío) Estado Falcón. Referencias: GONZÁLEZ DE JUANA (1937) publicó el nombre "paquete de El Veral", simultáneamente con SUTER (1937), quien empleó el nombre "capas de El Veral" para designar una secuencia de calizas arenosas, limolíticas y conglomeráticas expuestas en la fila de El Veral, al suroeste de Puerto Cumarebo. UTER (1937) consideró este intervalo como la parte inferior de la Formación Punta Gavilán; GONZÁLEZ DE JUANA (1937) consideró el paquete de El Veral como equivalente del Miembro Curazaíto de la Formación La Vela. PAYNE (1951) empleó el nombre de Formación El Veral, propuso la sección tipo y describió la litología y los contactos de la unidad. MENCHER et al. (1951) y WEINGEIST (en LEV, 1956) la consideraron equivalente de la Formación La Vela. DÍAZ DE GAMERO (1968) estudió los moluscos y foraminíferos de la formación. GIFFUNI (1980) estudió la unidad en el área de Tocópero. GIFFUNI et al. (1992) presentan un estudio de la estratigrafía secuencial de la formación. DÍAZ DE GAMERO et al. (1994) precisan datos de la edad de la unidad. Localidad tipo: Extremo occidental de la fila de El Veral, a unos 500 m al norte del campo de Cumarebo, distrito Zamora, estado Falcón. (Hoja Nº 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad se reconoce desde el extremo occidental de la Fila El Veral hasta la región de Tocópero, al este del campo de Cumarebo. Descripción litológica: Consiste de arcillas glauconíticas intercaladas con calizas detríticas, con granos de cuarzo y ftanita; algunas intercalaciones de arcilla contienen foraminíferos. Localmente presenta una capa basal con cantos de calizas, areniscas y ftanitas (PAYNE, 1951). En el río Cumarebo la unidad consiste de arcillas grises microfosilíferas y margas de 401 color marrón, fosilíferas, interestratificadas con areniscas color marrón, con fragmentos de conchas (DÍAZ DE GAMERO, 1968). En la región de Tocópero, la Formación El Veral consiste de arcillas marrones, masivas, calcáreas y fosilíferas, interestratificadas con calizas bioclásticas marrones y margas fosilíferas marrón rojizo. Hacia la parte media de la unidad, se destacan dos cuerpos importantes de calizas algales, de 70 m de espesor (GIFFUNI, 1980). GIFFUNI et al. (1992) consideran que la Formación El Veral se sedimentó sobre la plataforma media y externa. Espesor: En la fila El Veral, la unidad tiene unos 210 m, al oeste de esta localidad aumenta de espesor; al este del campo de Cumarebo alcanza unos 360 m; en el río Cumarebo, DÍAZ DE GAMERO (1968) midió, igualmente, 360 m. GIFFUNI et al. (1992) indican un espesor de 661 m en la región de Tocópero. Relaciones de campo: PAYNE (1951) considera que el contacto basal es discordante con la Formación Caujarao. GIFFUNI (1980) y GIFFUNI et al. (1992) lo consideran concordante sobre la Formación Caujarao. DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) colocan el contacto inferior concordante con la Formación Turupía. El contacto superior es discordante con la Formación Tucupido. Fósiles: DÍAZ DE GAMERO (1968) identificó el contenido faunal de las lutitas y margas de la Formación El Veral y, en orden de abundancia, menciona foraminíferos planctónicos, bénticos y moluscos mal preservados. Presenta una extensa lista de foraminíferos y su distribución, así como también de los moluscos de la formación en el río Cumarebo. GIFFUNI (1980) presenta extensa información acerca de los foraminíferos en el área de Tocópero. Edad: La edad asignada por DÍAZ DE GAMERO (1968) es de Mioceno tardío, pero estudios posteriores modifican esta interpretación. GIFFUNI et al. (1992) y DÍAZ DE GAMERO et al. (1994) le asignan una edad pliocena, de Zona de Globorotalia margaritae a Zona de Globorotalia miocenica en base a foraminíferos planctónicos y Zona de Reticulofenestra pseudoumbilica (NN15) en base a nannoplancton calcáreo. Correlación: La Formación El Veral siempre ha sido considerada como correlativa, incluso continuación lateral, de la Formación La Vela. Sin embargo, las últimas determinaciones de edad la hacen correlativa de la parte superior de la Formación La Vela. VÁLIDO EL VIEJO, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Referencias: TALUKDAR y COLVÉE (1974) introducen el término Formación El Viejo para designar a la secuencia de rocas volcánicas ácidas que afloran en el área conocida con el nombre de meseta de El Viejo, la cual tiene una extensión de aproximadamente 120 km2. 402 Localidad tipo: Meseta de El Viejo, localizada entre los ríos Parú y Ventuari, al sur - este de San Juan de Manapiare, estado Amazonas. Extensión geográfica: TALUKDAR y COLVÉE (op. cit.) indican que aflora extensamente en la meseta de El Viejo, la cual alcanza un área de aproximadamente 120 km2. No se menciona otra área de afloramiento. Descripción litológica: La unidad está constituida por dos tipos de rocas: 1) Depósitos resultantes de flujo de cenizas que abarcan desde tobas soldadas (ignimbritas) hasta tipos menos consolidados y cenizas de origen subaéreo, y 2) lavas. Varían desde riolitas alcalinas a cuarzo latitas, con predominio de riolitas alcalinas, riolitas y riodacitas. Las lavas macizas son microporfiríticas, los ferrocristales (3-4 mm de diámetro) ocupan 25-45% de la roca y están representados por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, magnetita (trazas) y minerales máficos alterados. Las ignimbritas muestran generalmente ferrocristales casi siempre fragmentados, que constituyen 5 a 7% de la roca, en su mayoría son de feldespato potásico y cuarzo. Tanto las tobas soldadas como las lavas han sufrido recristalización como consecuencia del metamorfismo de bajo grado (facies de los esquisto s verdes) que afectó dicha secuencia. Relaciones de campo: Las rocas de la Formación El Viejo han sido intrusionadas por la tonalita de Caño Roja, por el Granito del Danto, por la Granodiorita de Caño Blanco y por diques andesíticos y antibolíticos. Muestra contactos abruptos con la tonalita de Caño Roja y con los diques andesíticos y anfibolíticos. El contacto con la Granodiorita de Caño Blanco no se observó. Edad: Precámbrico. Correlación: Equivalente parcial en tiempo a la Formación Caicara en el municipio Cedeño y/o a la Formación Yaví en el estado Amazonas. Geoquímica: Las lavas muestran alto contenido de SiO2, K2O y K2O+Na2O y alta relación K2O/Na2O con valores superiores a 1,0 los cuales las caracterizan como lavas calcoalcalinas altas en potasio o shoshoníticas, típicas de un ambiente de borde continental o de Arco Andino. Estas características composicionales son muy similares tanto a las de la Formación Caicara como a la de los granitos tipo Santa Rosalía. Importancia Económica: La unidad puede presentar mineralización por sulfuros metálicos; es frecuente encontrar molibdenita en las zonas de contacto con granitos biotíticos. VÁLIDO EL YAGRUMAL, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. 403 Referencias: ESPEJO (1974) publicó este término para describir un plutón de granito, de forma elipsoidal intrusivo en las volcánicas de la Formación Yuruari de la región El Manteco-Gurí, estado Bolívar. Localidad tipo: El autor no selecciono sección tipo. El plutón está ubicado en la Hoja N° 7638, escala 1:100.000, Cartografía Nacional, municipio autónomo Piar del estado Bolívar. Extensión geográfica: La unidad constituye un plutón que aflora en un área de forma elipsoidal de 35 Km2; está ubicada al este del río Caroní a unos 5 kilómetros al sureste de la isla Coroima. Descripción litológica: Granito de grano medio, color gris azul y foliación incipiente o ausente. La textura es alotriomórfica granular con cristales en general menores de 0,5 mm. Los cristales anhedrales de cuarzo y feldespato presentan bordes aserrados y a veces desarrollan textura cataclástica. La foliación cuando está presente, está definida por la orientación de la mica en delgadas bandas discontinuas paralelas al alargamiento de los cristales félsicos. El análisis modal de la roca representa un granito biotítico, aunque los análisis químicos indican composición química de una granodiorita. Ambiente tectónico y petrogénesis: Según ESPEJO (1974), los caracteres mineralógicos y químicos de esta roca, las estructuras microlíticas y sus relaciones estructurales y metamórficas con la roca caja indican que es un granito emplazado a poca profundidad en un ambiente cratónico relativamente frío y estable. Podrían representar intrusiones postectónicas relacionadas con diferenciación a profundidad, de una última removilización de las rocas del escudo, que afectó principalmente la parte oriental de la Guayana venezolana. Este evento anorogénico es designado por ESPEJO y SANTAMARIA (1974) como Evento Plutónico El Manteco. Relaciones del campo: El Plutón es intrusivo en las metavolcánicas de la Formación Yuruari, cuyo emplazamiento únicamente trunca el patrón estructural de la roca caja sin producir disturbaciones Desarrolla angostas aureolas metamórficas en la roca caja, representada por la Formación Yuruari. Edad: Precámbrico. Las edades determinadas por K/Ar, en rocas de la unidad, oscilan entre 1500 y 1570 Ma, (ESPEJO y SANTAMARIA, op. cit.). Importancia económica: Posiblemente constituyan cierto alineamiento con zona de baja gravedad que sirvieran como vehículo para enriquecimiento en minerales básicos (ESPEJO, 1974) en la secuencia volcano-sedimentaria que intrusiona. VÁLIDO ELPHIDIUM POEYANUM-REUSSELLA SPINULOSA ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) 404 Estado Falcón. Esta constituye la unidad estratigráficamente más alta del esquema zonal aplicado por RENZ (1948) al Grupo Agua Salada de Falcón oriental. Corresponde a la parte superior extrema (50-56 m de espesor) del Miembro Huso de la Formación Pozón, y representa una variación lateral de aguas salobres de la Zona de Robulus senni, de ambiente marino. K. DE PETZALL (1959) reconoció elementos de esta zónula en la parte superior de la Formación Caujarao; VALLENILLA (1961) la correlacionó con la Zónula de Streblus catesbyanus en el miembro inferior de la Formación La Vela. INVÁLIDO EMINENCIA MIEMBRO CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. BERMÚDEZ (1977-b) cita este nombre para los afloramientos de calizas que se encuentran alrededor del Castillo de San Antonio de La Eminencia de Cumaná, atribuyéndola a MACSOTAY y MOORE (1974), quienes no hacen mención alguna de dicha unidad. Estas calizas se caracterizarían por su contenido del bivalvo Pecten gibbus Linneo, y ricas faunas de foraminíferos planctónicos con Globorotalia inflata. En su tabla de correlación, BERMÚDEZ (op. cit.) sitúa este miembro en el tope de la Formación Cumaná. El tratamiento de terraza marina es incorrecto, ya que éstas calizas forman parte de la nariz de un anticlinal (ASCANIO, 1972). Su descripción carece de los elementos necesarios para su validación. INFORMAL ENSENADA, ARENA DE (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. WALTON (1967) mencionó el nombre de Arena de Ensenada, como equivalente de la Arena C-4 de la Formación Misoa, en los campos al norte y oeste de Maracaibo. BARBEITO et al., (1985) la considera como equivalente a la porción media de la Formación Concepción (Miembro Concepción de la Formación Misoa). Véase: MISOA, FORMACIÓN. INFORMAL EPSILON, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) 405 Estado Monagas. BORGER (1952) publicó originalmente el término Miembro Epsilon, para denominar el quinto, en orden descendente, de los ocho miembros en que ha sido subdividida la Formación Quiriquire. La localidad tipo se encuentra en el pozo Q-228, en la parte centrooriental del campo de Quiriquire, distrito Piar del estado Monagas. Las arenas del Miembro Epsilon son productoras de petróleo en el citado campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. VÁLIDO ESCANDALOSA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) Estado Táchira. Referencias: RENZ (1959) introdujo este nombre, para designar areniscas glauconíticas suprayacentes a la Formación Aguardiente, de Los Andes surorientales. KISER, (1961) y GAENSLEN, (1962), han aceptado esta subdivisión. Se reconoce en el subsuelo de los campos petrolíferos de Barinas, con el nombre informal de Formación Fortuna (SIVP, 1963). VON DER OSTEN, (1966); FIERRO, (1977) y USECHE, (1977) definieron esta unidad, señalando como tope de la misma, un paquete de calizas correspondientes a Guayacán. Posteriormente, USECHE y ODREMAN (1987) establecen que esta formación yace sobre la Formación Río Negro. KISER (1989) describe la unidad en el subsuelo de la cuenca Barinas-Apure. MOYA et al., (1989) la mencionan brevemente en su descripción del campo Guafita, Apure. Localidad tipo: Quebrada Escandalosa, tributaria del río Dorada en Táchira suroriental. (Hoja N° 5839, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora a lo largo de la región piemontina de Los Andes surorientales, y se reconoce en el subsuelo de la cuenca de Barinas. Descripción litológica: La formación está compuesta por areniscas macizas, cuarzosas y muy glauconíticas, con cantidades menores de lutitas negras calcáreas. Las areniscas son de color gris, gris oscuro a marrón claro y verdoso, de grano fino a medio, bien escogidas, micáceas y carbonáceas. Se presentan en capas delgadas a masivas, con estratificación cruzada en las capas más gruesas. Las lutitas son gris oscuro, algo arenosas, calcáreas y carbonáceas. En el tope de la sección, se encuentra una caliza de unos 4 m de espesor, gris oscura, masiva, dura, cristalina y coquinoidea, con manchas de dolomita microcristalina. Emite olor a petróleo al ser golpeada. La Formación Escandalosa es una facies arenosa, nerítica superior, a plataforma litoral de la Formación Capacho, y parte inferior de la Formación La Luna. 406 Espesor: 300 m en la sección tipo, entre 150 y 427 m en otras localidades. Desde el arco El Baúl, la formación aumenta su espesor desde el acuñamiento hasta unos 100 m. en los pozos de Guanarito; 216 m. en el pozo Nutrias-1; un promedio de 150 m. a través de la cuenca; 150 m. en el campo Guafita; 120 m. en el campo La Victoria, 240 m en el afloramiento del área de Nula y 244 m en el pozo Burgua-4. Aumenta de espesor aún más, hacia el surco de Uribante. En la represa La Vueltosa, la formación tiene un espesor de 186 m, incluyendo 18 m. de la Caliza Guayacán. Fósiles: Se conocen ejemplares de Ostrea sp. y foraminíferos no definidos. También se señalan restos de peces e Inoceramus sp.; RAMOS, MUÑOZ y VON ERVE (en KISER, 1989) describen palinomorfos estudiados, en las secciones de las represas Borde Seco y La Vueltosa, Táchira y en el subsuelo de Apure. Edad: Cretácico, Cenomaniense a Turoniense, por correlación lateral y por sus relaciones con unidades mejor definidas. Correlación: RENZ consideró la Formación Escandalosa, como equivalente directo en una facies más arenácea de la Formación Capacho; los autores subsiguientes siguieron este criterio. KISER (1961) sugirió una equivalencia lateral con las formaciones Aguardiente, Apón y Capacho, posteriormente, este mismo autor la correlaciona con la Formación Capacho y la parte inferior de la Formación La Luna, y acota que a su vez, equivale a la Caliza Fortuna o Miembro O, de la Mobil Oil Company, en el subsuelo de la cuenca de Barinas. VÁLIDO ESCORZONERA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Aragua. Referencias: RENZ (1955) nombró y describió brevemente esta unidad. SHAGAM (1960) describió e ilustró la secuencia ya conocida como Formación Escorzonera y Miembro Morro del Faro suprayacente, pero sólo aplicó nombres descriptivos a las diversas capas. En su descripción original, RENZ designó la formación como unidad superior del Grupo Arrayanes, término que ha caído en desuso. VIVAS y MACSOTAY (1997) la describen ampliamente, señalando nuevas secciones de referencia. Localidad tipo: Cerro Escorzonera, aproximadamente 4 km al noroeste de San Sebastián, estado Aragua. VIVAS y MACSOTAY (1997) estudian una nueva sección de referencia en el cerro Los Burros. Extensión geográfica: Muy localizada, en la región cercana a San Juan de Los Morros, estados Guárico y Aragua. RENZ y SHORT (1960) sugirieron su posible presencia más al oeste en los alrededores de San Carlos y El Pao, pero esto no ha sido confirmado. 407 Descripción litológica: Según RENZ, la parte inferior de la formación consiste de unos 300 metros de lutitas, areniscas y calizas, interestratificadas con lavas andesíticas y basálticas, frecuentemente con lavas almohadilladas en la base. La parte superior consiste de unos 150 metros de sedimentos similares pero, sólo una capa de lava en el tope de la formación. En la descripción de SHAGAM (1960) y su ilustración de los sedimentos no se menciona la presencia de rocas volcánicas en esta unidad. SALVADOR (1964-b) señaló que las formaciones Garrapata y Escorzonera no son del mismo tipo litológico. STAINFORTH (1966-c) se refirió a las "capas marinas someras de Escorzonera" y a "extrusivas volcánicas pre-Escorzonera'". JARVIS (1966) postuló extrusiones volcánicas durante el Coniaciense, pero no posteriormente, en esta región y sugirió que las capas inferiores con rocas volcánicas incluidas en la Formación Escorzonera por RENZ, pertenecen en realidad a la Formación Tiara. En consecuencia, existe la clara posibilidad de que el concepto original de la Formación Escorzonera como unidad sedimentario-volcánica sea erróneo. La unidad se depositó en un ambiente batial sobre un talud de arco volcánico insular que retrabaja material carbonático de plataforma penecontemporánea. Espesor: Aproximadamente 450 metros. Relaciones de campo: La base de la formación es marcadamente discordante, tanto sobre las metamórficas del Grupo Villa de Cura, como sobre las volcánicas de la Formación Tiara. El contacto con la Formación Guárico suprayacente generalmente se considera como uno de discordancia angular a paralela, aunque SHAGAM (op. cit) no señala hiato sedimentario en la secuencia. PEIRSON et al. (1966) mencionan la presencia de un bloque de conglomerados a este nivel en la localidad tipo. Fósiles: AGUERREVERE (en CAUDRI, 1944) describe capas de amonites y Actaeonella expuestas en los flancos del Morro del Faro, que indudablemente constituyen las descritas por RENZ (1955) como "capas con Trochactaeon y amonites redepositados del Cenomaniense (Hypoturrilites)", incluidas por él en la Formación Escorzonera; El mismo RENZ describió los macroforaminíferos de la formación (Sulcoperculina, Vaughanina, Lepidorbitoides, Omphalocyclus, etc.). DUSENBURY (en SHAGAM, op. cit.) menciona foraminíferos planctónicos identificados con duda. VIVAS y MACSOTAY (1997) mencionan una extensa lista de fósiles para esta unidad. Edad: Cretácico; Maestrichtiense. Correlación: La Formación Escorzonera es similar en edad a las formaciones Paracotos, San Juan y Mito Juan, pero parece ser el único depósito de facies parcialmente arrecifal del Maestrichtiense en Venezuela. Esto sugiere que fue el precursor de los arrecifes paleocenos presentes a lo largo del mismo rumbo (Miembro Morro del Faro). Sin embargo, cabe señalar que MENÉNDEZ (1965) y JARVIS (1966) sugirieron la posición actual alóctona de la unidad, y postularon su deslizamiento hasta allí desde un sitio muy alejado al norte, sobre el tope del bloque de Villa de Cura. 408 INVÁLIDO ESCUQUE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. Esta unidad de categoría dudosa aparentemente constituye una extensión lateral de la Formación Misoa, designada separadamente por encontrarse supra e infrayacente a formaciones diferentes a las del área tipo de Misoa. La primera mención publicada corresponde a YOUNG (1956). Posteriormente, SALVADOR (1961-b) redujo provisionalmente su categoría a la de sinónimo local de la Formación Misoa, pero redescribió la unidad y la mostró en columnas estratigráficas. BRONDIJK (1967) consideró que el término representa un sinónimo innecesario de la Formación Misoa. INFORMAL ESMERALDA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Amazonas. SELLIER DE CIVRIEUX (1966) propone este nombre para designar a un conjunto de esquistos cuarzo-cloríticos, semejantes a rocas de la Serie Pastora (hoy Supergrupo) y cuarcitas, semejantes a las formaciones Roraima (hoy Grupo) y Cinaruco, que afloran en el estado Amazonas con un espesor mínimo de 40 m. El autor designó como localidad tipo las colinas al norte de la sabana de La Esmeralda, sobre la ribera derecha del Alto Orinoco, pocos kilómetros aguas arriba de la desviación del caño Casiquiare hacia la cuenca del Amazonas. Infirió un contacto inferior con granodioritas y uno superior con el Grupo Roraima y postuló una edad pre-Roraima y post-Imataca. El autor sugirió una posible correlación o equivalencia con la Formación Cinaruco y con la cuarcita de Mápares. El término ha sido mencionado por TALUKDAR y COLVÉE (1974) y MENDOZA et al. (1977), entre otros autores, para referirse a su posible correlación con la Formación Cinaruco. VÁLIDO ESNUJAQUE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno-Holoceno) Estado Trujillo Referencias: La primera mención de terrazas aluviales en Los Andes venezolanos fue hecha por KARSTEN (1851), y la descripción global más completa hasta la fecha, por SIEVERS (1888). SUTTON (1946) definió formalmente el nombre de Formación Carvajal, para los sedimentos aluviales de la región de Valera; por razones de procedimiento estratigráfico, SCHUBERT y VALASTRO (1980), separaron los sedimentos aluviales del valle del río Motatán bajo el nombre de Formación Esnujaque. 409 Localidad tipo: La formación Esnujaque comprende todos los sedimentos aluviales del valle medio del río Motatán y se divide en cuatro terrazas (de la más antigua a la más joven): Terraza 4 a Terraza 1. Su nombre se deriva de la población de Esnujaque, y la sección más importante está localizada a lo largo de la carretera que conecta a la carretera trasandina (Valera-Timotes), con las poblaciones de Esnujaque y La Mesa. A lo largo de ella, afloran sedimentos típicos de las Terrazas 2 y 3. Las localidades tipo de las Terrazas 1 y 4 se encuentran a lo largo del río Motatán, frente a Timotes, y aproximadamente a 2 km al norte de La Mesa, respectivamente. Extensión geográfica: La formación Esnujaque aflora en forma de remanentes de rellenos aluviales (terrazas), en el valle medio del río Motatán, aproximadamente entre Chachopo y La Mesa de Los Morenos (unos 20 km al sur de Valera). (Hojas N°. 6042 y 6043, escala (1:100.000), Cartografía Nacional). Descripción litológica: La Formación Esnujaque consiste de cuatro secuencias de grava de bloques, cantos y guijarros de gneis, granito, esquisto micáceo, filita, etc., provenientes de las rocas precámbricas y paleozoicas infrayacentes. Dentro de éstas gravas se encuentran capas de espesor y frecuencia variable de arena, limo y arcilla. Localmente, la secuencia de la Terraza 3 contiene capas de turba en su parte inferior. En la secuencia de la Terraza 2, se encuentran capas de arena fina, limo y arcilla. Espesor: El espesor de la Formación Esnujaque es variable entre 10 y más de 200 m, en terrazas aluviales individuales. Relaciones de campo: La Formación Esnujaque suprayace discordantemente a rocas precámbricas del Grupo Iglesias, a la Formación Mucuchachí (Paleozoico inferior), a la Formación Palmarito (Pennsylvanianno-Pérmico) y a varios pintones graníticos (granitos de La Puerta, Timotes y Chachopo). Localmente infrayace a coluviones holocenos y contemporáneos. Fósiles: En la base de la Terraza 3 (?), en la zona de Tuñame, asociados con capas de turba, se encontraron restos de troncos y raíces (algunos aparentemente in sito) de árboles pertenecientes a la familia Myrtaceae. Edad: Se estima que la edad de la formación Esnujaque varía de Pleistoceno (Terrazas 4 a 2) a Holoceno (Terraza 1). Con base a análisis radiocarbónicos de los restos de madera hallados en la base de la Terraza 2 (?) en la zona de Tuñame y por termoluminiscencia de sedimentos de las terrazas 2 y 3, SCHUBERT y VAZ, (1987) estiman una edad Pleistoceno. Correlación: Esta formación probablemente es equivalente a las formaciones aluviales del valle medio del río Chama (TRICART y MILLIES-LACROIX, 1962), y del valle alto del río Santo Domingo. 410 INFORMAL ESPERANZA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Maestrichtiense) Estado Barinas. En el subsuelo del campo petrolífero de Silvestre, estado Barinas, la parte superior de la sección del Cretácico se conoce con el nombre informal de Formación Esperanza, que corresponde a las formaciones La Luna y Colón de la superficie. Consiste de 107 a 153 m de argilitas, limolitas, lutitas y areniscas variablemente interestratificadas. Los elementos típicos son glauconita, capas fosilíferas, nódulos fosfáticos y ftanitas (SVIP, 1963). En el campo petrolífero de San Silvestre, VON DER OSTEN (1936) correlacionó la Formación Esperanza con las formaciones La Morita y Quevedo, reconocidas en el campo petrolífero adyacente de Sinco, y señaló además que representa la unidad "N" en el campo petrolífero de Silvestre. INVÁLIDO ESQUISTOS INFERIORES, "SERIE" DE MESOZOICO Venezuela norte-central. LIDDLE (1928) intentó una subdivisión de las rocas metamórficas de la cordillera de La Costa de Venezuela en dos "series" como sigue: "En la parte norcentral de Venezuela, en la cordillera de La Costa, la serie de esquistos inferiores que es indudablemente Paleozoica, como lo comprueban los fósiles encontrados, es prácticamente indistinguible de una serie esquistosa más joven que es tan sólo una fase localmente alterada de sedimentos del Cretáceo Inferior". Esta subdivisión de LIDDLE se basa en un error, ya que se comprobó que los fósiles paleozoicos mencionados no provienen de Venezuela. Véanse: VALENCIA, CALIZA DE y CARACAS, GRUPO. INVÁLIDO ESQUISTOS VERDES, GRUPO DE LOS MESOZOICO Estado Nueva Esparta. Este nombre, introducido por P. JAM y MÉNDEZ AROCHA (1962) y empleado por GONZÁLEZ DE JUANA (1968) se considera inválido, tanto por no ser geográfico como por la posible confusión con las facies metamórficas de igual designación. Véase: ROCAS VERDES, DIVISIÓN DE LAS. 411 INFORMAL ESTRATO GUIA LAMINAR (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. Todas las descripciones del campo petrolífero de Quiriquire mencionan la presencia de una única capa guía persistente en la sección productora, compuesta de arena y arcilla finamente laminadas, de unos 7,5 m de espesor promedio, claramente expresada en los registros eléctricos. En inglés, esta capa guía ha sido llamada "laminated marker" y en español "estrato guía laminar" y "capa guía laminada" (REGAN, 1938-a, b; BORGER, 1952; YOUNG et al., 1956; RENZ et al., 1963). Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. INFORMAL ETA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. El término Miembro Eta fue publicado originalmente por BORGER (1952), para designar el séptimo, en orden descendente, de los ocho miembros en que se ha dividido a la Formación Quiriquire. La localidad tipo se encuentra en el pozo Q-228, en la parte centrooriental del campo petrolífero de Quiriquire, distrito Piar, estado Monagas. Las arenas del Miembro Eta son productoras de petróleo, en el citado campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. 412 F VÁLIDO FALCA ARENAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Nueva Esparta. Referencias: TAYLOR (1960) introdujo este nombre para designar arenas tipo manto, de color rojizo y marrón amarillento, que recubren la mayor parte de la región oriental de la isla de Margarita, por debajo de los 700 m de altura. En el Cuadro de Correlación (SVIP,1963), las Arenas de Falca equivalen a las formaciones Tortuga y Coche del Pleistoceno. BERMÚDEZ (1966) reseñó los datos de TAYLOR y correlacionó la unidad con la Formación El Manglillo, ubicada por este autor en el Plioceno. Localidad tipo: Punta Falca en la costa oriental de Margarita. No se definió una sección tipo Extensión geográfica: La unidad está circunscrita a la parte oriental de la isla de Margarita. En la costa norte de la isla, cerca de Juan Griego, afloran gruesas capas de arenas posiblemente relacionadas estratigráficamente con las Arenas de Falca (BERMÚDEZ, 1966). Descripción litológica: Arenas cuarzosas, no consolidadas, de color rojizo y marrón amarillento. Las arenas son muy bien escogidas, de grano fino, angular a subangular, cuyo color rojizo se debe a hematita y goetita. Su composición es de hasta un 98% de cuarzo; la fracción fina nunca es superior al 2% y los accesorios observados son clorita, anfibol y granate. Una característica de estas arenas es la de mantener cortes verticales a pesar de su poca consolidación. BERMÚDEZ (1966), indica que las arenas (Formación Arenas de Falca), posiblemente sean antiguas dunas. Las características texturales de arenas muy bien escogidas y su composición de hasta 98% de cuarzo, parece indicar un ambiente sedimentario eólico, con mantos de arenas desplazándose por la acción del viento desde la línea de costa hacia tierra adentro. Espesor: TAYLOR (op. cit.), estima un espesor mínimo de 100 m. Relaciones de campo: Las arenas suprayacen discordantemente al complejo ígneo y metamórfico, al Grupo Punta Carnero y a la Formación Cubagua. Localmente infrayacen aluviones recientes. Fósiles: RICHARDS (fide TAYLOR) identificó Egateria (?) sp. en una delgada capa de conchas expuesta cerca de Agua de Vaca; este género sugiere un ambiente de aguas salobres y una edad Plioceno tardío o posiblemente Pleistoceno. Edad: La edad de la Formación Arenas de Falca se infiere por su relación estratigráfica. En el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963), se ubica la formación en el Pleistoceno. En LEV 413 (1970), se indica una edad Plioceno (?)-Pleistoceno (?). GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), consideran la unidad del Pleistoceno tardío. Correlación: Cronoestratigráficamente ha sido correlacionada con la Formación El Manglillo (BERMÚDEZ, 1966) y las formaciones Coche y Tortuga (SVIP, 1963, Cuadro de Correlación). VÁLIDO FALUCHO, MIEMBRO CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Dependencias Federales (Isla La Blanquilla). El nombre de Miembro Falucho fue introducido por MALONEY (1971) para designar las calizas de la Terraza marina I de la Formación La Blanquilla. Esta formación está compuesta por tres terrazas calcáreas depositadas durante los máximos niveles transgresivos derivados de estados interglaciales. El Miembro Falucho representa la caliza más joven, que aflora el borde de casi toda la isla en forma de terraza angosta y un acantilado, continuo de 7 a 10 m de altura. Los afloramientos mejores, y de más fácil acceso, de este miembro se encuentran entre El Falucho, y La Cabecera en los acantilados del sur de la isla. La superficie de la terraza es horizontal y en ella se encuentran numerosas estructuras cársticas y estructuras de colapso por la acción del oleaje principalmente en los acantilados que bordean la isla por la zona oriental, por ser ésta, el lado del barlovento de los vientos y de mayor oleaje. La alteración diagenética de la Terraza I que forma el Miembro Falucho es menor que en las terrazas 2 y 3 (más antiguas); la estructura de los corales se reconoce bien y gran parte conserva su mineralogía original de aragonito. Entre los corales se identifican Acropora palmata, A. cervicornis, Montastrea annularis, M. cavernosa, Siderastreasiderea, etc. SCHUBERT, (1976). El espesor varía entre 5 y 10 m. SCHUBERT y SZABO (1978), determinaron varias edades Th/U en Montastrea que oscilan alrededor de 133.000 ± 7.000 años AP., lo cual indica la máxima transgresión del interglacial Sangamon. El Miembro Falucho se puede correlacionar con la Formación La Orchila y la terraza marina del Gran Roque, en el archipiélago Los Roques. Con la Formación Tortuga y la Formación Castillo de Araya (MACSOTAY y MOORE, 1974), Con la Terraza III de Barbados, con la Terraza inferior de Curazao, Aruba y Bonaire, con la Terraza I de Jamaica. Véase: LA BLANQUILLA, FORMACIÓN INFORMAL FLORES, LENTES DE CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico: Campaniense-Maestrichtiense) Estado Guárico. 414 KONIGSMARK (1965) introdujo este término para designar lentes de caliza de hasta 3 km de longitud y 150 m de espesor, interestratificadas con lutitas de su Formación Piedras Azules. La roca es afanítica, con abundantes foraminíferos planctónicos (Guembelina, Globotruncana, Rugoglobigerina) del Campaniense-Maestrichtiense. Estas capas parecen correlacionarse con calizas, no designadas formalmente, de la Formación Mucaria, mencionadas por RENZ y SHORT (1960) y JARVIS (1966). INFORMAL FLORINDA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. El término fue propuesto originalmente por MENÉNDEZ (1994) para diferenciar la parte inferior de la Formación El Callao redefinida por MENÉNDEZ (1968), en la cual se identificaron capas ultramáficas de afinidad comatiítica cuya presencia distingue la unidad. La unidad está compuesta por metabasaltos toleíticos magnesianos a normales con estructura de almohadillas, e intercalados con una menor proporción de rocas talco carbonáticas, las cuales se identificaron como peridotitas comatiíticas metamorfizadas, tal como lo sugiere su disposición tabular, el estar intercaladas con lavas basálticas y su afinidad química comatiítica (análisis graficados en diagrama Jensen: Al2O3-MgO-FeO, Fe2O3, TiO2).Las capas ultramáficas fueron descritas corno Serpentinita de Currupia por MENÉNDEZ (1972). Algunas de las lavas magnesianas y comatiíticas muestran textura spinifex, que está preservada localmente hasta en zonas anfibolíticas. La unidad ha sido diferenciada en los bordes sudeste y sudoeste de cinturón de rocas verdes de Guasipati. La base de la unidad no aflora por estar en contacto intrusivo con el complejo de Supamo e infrayace a la Formación Cicapra donde la Formación El Callao está ausente. Está expuesta en las quebradas y cerros aledaños al área minera de Florinda, de donde toma su nombre, y más al norte, en la quebrada Cicapra, en el río Yuruari y en las sabanas adyacentes a estos ríos. Integra el Grupo Carichapo junto con las Formaciones El Callao y Cicapra en la región de Guasipati. No se ha señalado sección tipo y la descripción de la unidad está incompleta. INVÁLIDO FOREST-CRUSE, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Delta Amacuro. Las capas productoras en el campo petrolífero de Pedernales usualmente se incluyen en la Formación La Pica. Sin embargo, por lo menos en una ocasión les fue aplicado el nombre de su equivalente en Trinidad: "Formación o capas de ForestCruse" (ILLING y KUGLER, 1938). Véase: LA PICA, FORMACIÓN. 415 INFORMAL FORTUNA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Barinas La primera mención de este término, sin descripción, fue publicada por PIERCE (1960). El nombre designa informalmente a las capas cretácicas equivalentes a las formaciones Aguardiente y Escandalosa en el subsuelo del campo petrolífero de Silvestre, en el estado Barinas (SVIP, 1963), subdivididas en orden ascendente como sigue: "O"-(34 m): caliza fosilífera gris (Miembro Guayacán de la superficie). "P"-(46 m): arenas cuarzosas macizas muy permeables con importantes yacimientos petrolíferos. "R"-(47 m): arenas macizas, localmente calcáreas, con cantidades menores de limo y lutita. "S"-(9 m): lutita carbonácea y micácea endurecida. "T"-(5 a 57 m): caliza arenosa densa o arenisca calcárea (Formación Aguardiente de la superficie). VON DER OSTEN (1966) mencionó brevemente estas subdivisiones, que correlacionó con las unidades "J", "K" y "L" del subsuelo en el campo petrolífero vecino de Sinco. ZAMBRANO (1968) extendió el uso del nombre Formación Fortuna al subsuelo del área de Guanarito, estado Portuguesa. VALIDO FREITES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Anzoátegui. Referencias: Este nombre fue introducido por HEDBERG et al. (1947) para designar sedimentos miocenos en el subsuelo en el campo petrolífero de Oficina, distrito Freites del estado Anzoátegui. SULEK (1961) correlacionó la unidad con las formaciones Carapita y La Pica de Monagas septentrional. DE SISTO (1961-a) la correlacionó con la parte basal de la Formación La Pica (unidades "C" a "F") y el mismo autor (1961-b) analizó la discordancia intraformacional en la región de Anaco. Las unidades denominadas antiguamente formaciones Punche y Aragua se reconocen hoy como extensiones a la superficie de la Formación Freites del subsuelo y ambos nombres han sido invalidados. 416 Localidad tipo: Pozos no especificados en el campo petrolífero de Oficina, distrito Freites, estado Anzoátegui. Extensión geográfica: Provincia del flanco sur de la subcuenta de Maturín, o sea, los dostercios meridionales de los estados Anzoátegui y Monagas. Descripción litológica: Predominantemente lutitas marinas no fosilíferas de color gris verdoso. En las partes superior e inferior se presentan arenas de tipo variable; algunas de éstas son muy persistentes lateralmente, lo cual las hace valiosas en la delimitación de estructuras petrolíferas y se designan mediante las letras griegas Sigma, Rho, Mu y Lambda, en secuencia descendente. Antes de la aplicación rutinaria de los registros eléctricos, el tinte verdoso de las lutitas de Freites era un criterio importante pare diferenciarlas de las lutitas grises de Oficina. En las regiones de Oficina, Anaco y Temblador, HEDBERG et al. (1947), FUNKHOUSER et al., (1948) y MENCHER et al. (1951, 1953) respectivamente, describieron secuencias de miembros no designados de la Formación Freites. Espesor: El espesor de la unidad aumenta hacia el eje de la cuenca, varía entre 275 y 1000 m en los campos petrolíferos (SULEK, 1961). Relaciones de campo: En casi todo su desarrollo la Formación Freites suprayace concordantemente a la Formación Oficina; sólo se presenta una relación de discordancia en la región de Anaco. Las capas suprayacentes, designadas antiguamente con el nombre de Formación Las Piedras ("Grupo Sacacual"), también son concordantes. Autores más recientes reconocen la extensión hacia el sur de la Formación La Pica entre las formaciones Freites y Las Piedras (SULEK, 1961; DE SISTO, 1961-a). En la superficie, la Formación Freites suprayace a la Formación Quiamare con un contacto descrito diversamente como transicional o discordante. La literatura anterior muestra confusión debido a que las capas en cuestión se incluían en parte en la porción superior de la Formación Quiamare, y en parte se consideraban como afloramientos de la Formación Freites (HEDBERG, 1950-a). En cuanto a los contactos laterales, las secuencias formacionales Oficina-Freites y CarapitaLa Pica se reconocen como equivalentes cronológicos contiguos en los sectores sur y norte, respectivamente, de la cuenca de Maturín. La región axial profunda, geológicamente desconocida, proporciona un límite natural, excepto en la parte occidental de la cuenca, donde la separación entre ambas secuencias es arbitraria. SULEK (1961) ofreció sugerencias, principalmente a base de datos paleontológicos. Fósiles: Aunque los autores citados mencionan ricos conjuntos de moluscos y foraminíferos en la Formación Freites, se han publicado pocos detalles. FUNKHOUSER et al. (1948) citan los géneros Chione, Chlamys, Tellina, Corbula y Anomia. RENZ (1957, 1961) y SULEK (1961) indicaron la extinción de Globorotalia fohsi en el tope de la Formación Oficina, lo cual implica que la Formación Freites, suprayacente, debe representar la zona de Globorotalia menardii. VAN DEN BOLD (1964) mencionó algunas especies de ostrácodos. 417 Edad: Mioceno medio. Correlación: La Formación Freites pasa lateralmente hacia el norte a la parte superior extrema de la Formación Carapita e inferior de la Formación La Pica; puede considerarse como equivalente de aguas someras de la Formación Lengua de Trinidad. La erosión ha destruido sus equivalentes en la subcuenca de Guárico y en las montañas de Anzoátegui. INVÁLIDO FRONTAL, ARENISCA(S) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Las areniscas topográficamente prominentes, expuestas a lo largo del frente montañoso de Perijá, han recibido ocasionalmente el nombre de "Areniscas Frontales". SANJUÁN (1964) conservó el término en un sentido descriptivo, pero especificó que corresponden formalmente a las formaciones La Sierra y Ceibote. Véanse: CEIBOTE, FORMACIÓN y LA SIERRA, FORMACIÓN. 418 G VÁLIDO GALERA, MIEMBRO (Formación Quebradón) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) Estado Guárico. DALLMUS (1938) introduce el nombre Areniscas de Galera. PEIRSON (1963) definió formalmente la unidad con el nombre de Miembro Galera de la Formación Quebradón, con sección tipo en la quebrada Mansedumbre, en las galeras de Guarumen, en el estado Guárico noroccidental. Consiste en areniscas cuarcíferas puras, sacaroideas, friables y localmente endurecidas, macizas y en capas espesas, intercaladas con capas de lutitas pardas como componente menor. El conjunto origina una topografía característica de lomas alargadas concretas agudas, conocida con el nombre de galeras, en los llanos centrales de Venezuela. De 800 m de espesor en su localidad tipo, llega a 2000 m al este de Camatagua. El Miembro Galera es concordante encima de las lutitas de la Formación Roblecito, y transicional, vertical y lateralmente con la Formación Quebradón. Véase: QUEBRADÓN, FORMACIÓN INVÁLIDO GAMMA, ARENA (Formación Oficina) CENOZOICO. (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui Las arenas de la parte superior extrema de la Formación Oficina fueron designadas originalmente mediante las letras griegas Alpha, Beta, Gamma, Delta y Theta, en secuencia ascendente. Posteriormente se descubrió que eran petrolíferas y fueron designadas Arenas Oficina-1 a 13, según lo anotan HEDBERG et al.,(1947), por cuya razón la nomenclatura ha caído en desuso. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INFORMAL GAMMA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. El término Miembro Gamma fue originalmente publicado por BORGER (1952), para designar el tercero, en orden descendente, de los ocho miembros en que se ha dividido la Formación Quiriquire. La sección tipo se encuentra en el pozo Q-228, en la parte centro419 oriental del campo petrolífero de Quiriquire, distrito Piar, estado Monagas. Las arenas del Miembro Gamma son productoras de petróleo en el citado campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. VÁLIDO GARABATOS, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. Referencias: Este término fue introducido por VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) para definir el quinto miembro, en orden estratigráfico ascendente, de los siete que componen su Formación Cazadero. La unidad, cuyo espesor es de 120 metros, consiste de lutitas silíceas y calcáreas finamente laminadas y bien estratificadas de color gris, capas de calcita secundaria y nódulos de caliza y ftanita pirítica; meteoriza fácilmente con un aspecto terroso y típicamente forma colinas de color ceniza, carentes de vegetación. Posteriormente, VON DER OSTEN (1967) mencionó la gradación lateral de este miembro a areniscas en la región de cerro Diego. La Formación Cazadero ha sido invalidada y sustituida porla Formación Barquisimeto, pero sus miembros retienen su validez en la localidad de la descripción original. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN. VÁLIDO GARANTÓN, PLUTÓN DE CENOZOICO (Paleoceno temprano) Dependencias Federales. Referencias: La primera información petrológica de este cuerpo granítico se debe a SIEVERS (1898), quien menciona el gneis o granito y las rocas graníticas. Posteriormente, RUTTEN (1931) describe la granodiorita biotítica y diorita cuarcífera recolectadas por el naturalista LOWE en 1911. ZULOAGA (1953) se refiere a él como Granito de La Blanquilla y MALONEY (1971) introduce formalmente el nombre de Granodiorita de Garantón y establece la bahía de Garantón, en la costa sur de la isla, como localidad tipo. En 1973, SCHUBERT y MOTICSKA realizan un estudio petrológico más detallado y, si bien retienen el nombre geográfico de Garantón, clasifican la roca genéricamente como trondhjemita, por ser ésta la más abundante del plutón. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) efectúan análisis geoquímicos y geocronológicos en estas rocas. En una nota geológica, MOTICSKA (1987) propone el cambio de la designación por él de Plutón de Garantón, a fin de evitar nombres petrográficos en un cuerpo ígneo de litología heterogénea. 420 Localidad tipo: La bahía de Garantón, en la costa sur de la isla de La Blanquilla, Dependencias Federales (MALONEY, 1971). Extensión geográfica: La porción occidental y suroccidental de la Isla La Blanquilla, Dependencias Federales. El área de afloramiento es de unos 13 Km2 y representa la cuarta parte del área total de la isla (52,5 Km2). Descripción litológica: El plutón de Garantón está constituido esencialmente por una serie transicional, entre la cuarzodiorita hololeucocrática (trondhjemita) y la granodiorita hololeucocrática que ocupa el tercio suroccidental de La Blanquilla, y que grada a una menor proporción de una cuarzodiorita mesocrática (tonalita), que aflora en los alrededores de la playa del Manzanillo, en la costa noroeste de la isla; en ésta se hallan embebidos numerosos xenolitos de anfibolita. La parte occidental del plutón se encuentra, además, invadida por diques de pegmatita y aplita de espesor variable, desde varios centímetros hasta varios metros. No hay indicios de metamorfismo. Según SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), las rocas graníticas de La Blanquilla pertenecen a la serie calcoalcalina de rocas ígneas, que forman parte del límite de placas del Caribe meridionalVenezuela septentrional, afinidad que se caracteriza por un alto contenido de Al2O3 y K2O y bajo contenido de MgO y TiO2. SCHUBERT y MOTICSKA (1973) indican que la tonalita representa el frente o borde básico del Batolito de Garantón. No se observan fallas ni otras deformaciones mayores, aunque la roca se halla bastante diaclasada. Relaciones de campo: La isla de La Blanquilla, junto con el archipiélago de Los Hermanos, representan las áreas emergentes de una plataforma submarina somera en forma de arco (34 km de largo, 3 a 14 km de ancho), situada en el borde continental al norte de la Isla de Margarita. "La Granodiorita de Garantón podría ser parte de un gran complejo batolítico que incluye toda la plataforma" (MALONEY, 1971). La roca caja del plutón ha sido totalmente removida. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) sugieren que los gneises, esquistos anfibolitas y epidositas que afloran en el archipiélago de Los Hermanos, pudieran representar la roca caja del Plutón de Garantón. Las tres cuartas partes del área emergente del batolito, se hallan actualmente cubiertas por delgadas terrazas arrecifales calcáreas, de edad pleistocena o subreciente, denominadas Formación La Blanquilla (MALONEY, 1971). Edad: SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) realizaron determinaciones geocronológicas en cinco muestras de trondjemitas y pegmatitas por el K/Ar. Las edades resultantes varían de 62 ± 3,5 Ma a 64 ± 3,5 Ma, edad que corresponde al Paleoceno temprano. Correlación: Las rocas graníticas de La Blanquilla han sido relacionadas por LOWE (1911) y RUTTEN (1931) con la diorita de Aruba. MALONEY (1971) relaciona la variedad de rocas plutónicas que afloran en las islas de Los Hermanos, con las rocas graníticas de La Blanquilla. Sinonimia: El Plutón de Garantón ha sido sucesivamente denominado Granito de La Blanquilla (ZULOAGA, 1953), Granodiorita de Garantón (MALONEY, 1971) y Trondhjemita de Garantón (SCHUBERT y MOTICSKA, 1978). 421 VÁLIDO GARCÍA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Aptiense tardío) Estado Monagas. Referencias: GUILLAUME, et al., (1972), proponen elevar el Miembro García (ROD y MAYNC, 1954) a rango de formación. ROSALES (1976) rechaza esta idea, por encontrar algunas incongruencias en su definición. FALCÓN (1989) defiende el término, aduciendo que la unidad exhibe características litológicas distintivas entre las formaciones Barranquín (infrayacente) y El Cantil (suprayacente); además de que puede ser perfectamente cartografiable, en casi toda la extensión geográfica de la serranía del Interior oriental de Venezuela, constituyendo así un excelente marcador litoestratigráfico regional. Localidad tipo: Se encuentra en la ladera oriental del pico García, a unos 9,5 km al norte de la población de Aragua de Maturín, estado Monagas, donde es muy fácil de reconocer, debido a su expresión geomorfológica de suave relieve, entre las litologías de mayor resistencia de las formaciones Barranquín y El Cantil (GUILLAUME et al., 1972; FALCÓN op. cit.); (Hoja N° 7545, escala: 1:100.000, Cartografía Nacional). Las mejores secciones de referencia, por su continuidad estratigráfica y accesibilidad, se encuentran en el río Punceres al noreste de Aragua de Maturín, y la hacienda La Elvira en Teresén (estado Monagas); carretera Santa María-La Yagua y Piedra de Cocoyar (estado Sucre); y en la parte nororiental de la isla Chimana Grande (ensenada La Lope) al norte de Puerto La Cruz (estado Anzoátegui). Extensión geográfica: La Formación García se extiende por casi toda la serranía del Interior oriental. La intensa deformación tectónica que exhibe la serranía, no permite en muchos casos la continuidad de los afloramientos. También algunas áreas están erosionadas, y solamente aflora la Formación Barranquín, como sucede al oeste y noroeste de Cumanacoa. En el área de Bergantín, la unidad no se depositó (FALCÓN, op. cit.). En el subsuelo de la subcuenca de Maturín, varios pozos petroleros perforados cerca de Aragua de Maturín y Guanoco por la CREOLE PETROLEUM CORPORATION, han atravesado la unidad, confirmando su extensión por lo menos en el borde septentrional de la cuenca (CHIOK, 1985). Descripción litológica: La unidad está constituida en su sección tipo, por lutitas oscuras (95%) y delgadas capas de areniscas de grano fino (3%), y calizas arcillosas (2%) (FALCÓN, op. cit.). Las lutitas presentan un color gris oscuro, el cual meteoriza a marrón claro o crema, son calcáreas, bien laminadas, compactas y muy fosilíferas hacia la parte inferior de la sección; se hacen arenosas enla parte superior de la unidad. Las areniscas son escasas, ubicándose en la parte inferior y superior de la unidad, en capas lenticulares de 3 a 8 cm de espesor. Son de grano fino, de color marrón claro que meteoriza a ocre, calcáreas, con laminación paralela, y en algunos casos, contienen moldes internos de gasterópodos ylamelibranquios.Lascalizassepresentan esporádicamente hacia la parte inferior y media de 422 la sección, en delgadas capas de 10 a 25 cm de espesor. Son de color gris oscuro a negro, meteorizando a gris claro, laminadas, arcillosas y fosilíferas; destacándose a simple vista, restos de pelecípodos y pequeñas impresiones de amonites. Según GUILLAUME et al., (op. cit.), la Formación García contiene calizas y areniscas glauconíticas intercaladas con las lutitas, en las secciones de la zona central (Caripe) y nororiental de la serranía, (río Carinicuao o Cariaco) que indicaría tasas de sedimentación más bajas y posiblemente condiciones de mayor anoxia que hacia el sur. El carácter predominantemente lutítico marino de la unidad, indica una lenta sedimentación que puede ser evidenciada por el contenido de glauconita en su sección inferior. El mayor aporte de clásticos arenosos, la abundancia de foraminíferos arenáceos indicadores de paleoprofundidades de ± 30 m, y la presencia de palinomorfos en la sección superior de la unidad, pueden estar relacionados con un ambiente de prodelta. Sintetizando lo anteriormente expuesto, los dos primeros tercios de la unidad se depositaron en un ambiente marino abierto, de plataforma nerítica externa a media y la parte superior, en un ambiente de plataforma nerítica interna, con posible asociación a un ambiente de prodelta (FALCÓN, op. cit.). Espesor: En la sección tipo mide 90 m, disminuyendo hacia el sureste a unos 70 m (FALCÓN, op. cit.). GUILLAUME et al., (op. cit.), reportan espesores entre 100 y 180 m en la región central y nororiental de la serranía. Relaciones de campo: La unidad yace en contacto concordante y de abrupto contraste litológico, sobre y debajo de las formaciones Barranquín y El Cantil, respectivamente. Al este de Cumanacoa y al sur de Cariaco (estado Sucre), su contacto superior es concordante y transicional con la Formación Chimana (facies Valle Grande) (FALCÓN, op. cit.). Fósiles: Son diversos y abundantes; están representados por moluscos, equinodermos, braquiópodos y foraminíferos. GUILLAUME et al., (op. cit.), reportan 54 especies de amonites pertenecientes a la parte superior de la zona de Chelonicerasmartini y una posible transición a la zona de Ch. subnodosocostatum. La Zona de Ch. martini está representada por un conjunto deDufrenoyia, Gargaciceras, Valdedorsella, Cheloniceras y Aconoceras. En asociación con los amonites, se encuentran escasos belemnites mal preservados. Los foraminíferos en las lutitas con amonites corresponden a la zónula de Biglobigerinella cf. barri, y las zonas deBiglobigerinellabarriyPraeglobotruncanainfracretacea (GUILLAUME et al., 1972). FALCÓN (op, cit.) reconoce la zona de Schackoinacabri, en la base de la unidad. Edad: De acuerdo al contenido paleontológico, GUILLAUME et al., (op. cit.) restringen la Formación García al Aptiense tardío. La presencia de la Zona de Schackoinacabri indica una edad Aptiense medio para la base de la unidad, y el conjunto de foraminíferos de la parte superior de la formación, corresponde al Aptiense tardío (FALCÓN, op. cit.). Correlación: La Formación García es correlativa en el occidente de Venezuela con el Miembro Guáimaros, de la Formación Apón. En Trinidad, la Formación García se correlaciona con la sección superior de la Formación Cuche y la parte inferior de la 423 Formación Maridale, cuyos conjuntos de foraminíferos son similares a los presentes en García, e indicando una edad Aptiense medio-Aptiense tardío (BOLLI, 1959; BARTENSTAIN y BOLLI, 1973; 1977). VÁLIDO GARRAPATA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno tardío-Eoceno medio) Estados Guárico y Miranda. Referencias: RENZ (1955) propuso el nombre Formación Garrapata, para denominar, sin describirlas, las rocas de la parte interior del Grupo Arrayanes (Inválida) que afloran entre San Juan de los Morros y San Sebastián, estado Guárico. SHAGAM (1960) las denominó tentativamente Formación Arrayanes, término invalidado. KONIGSMARK (1965) publicó la primera descripción detallada de la unidad. JARVIS (1966), PEIRSON et al., (1966) y especialmente BELL (1968), describieron la formación aportando información adicional. BELLIZZIA (1986), menciona la aparente relación genética entre la Formación Garrapata, que aflora en la napa Piemontina y la cobertura volcánica-sedimentaria del Complejo El Tinaco. MACSOTAY et al., (1995) la ubican en el Eoceno temprano a medio, formando parte de un ciclo de sedimentación, relacionado con la llegada de la napa de Villa de Cura y/o equivalentes; estos autores mencionan que la unidad tiene un miembro (La Vigía), del Eoceno temprano, pero no lo describen formalmente. Localidad tipo: Cerro Garrapata (cerro Pariapán según GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980), al este de San Juan de los Morros y al sur del río Guárico y la carretera entre San Juan de los Morros y San Sebastián, distrito Roscio del estado Guárico (Hoja N° 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). BELL (op. cit.) propuso como sección de referencia, la expuesta en la quebrada Camatagüita, a unos 28 km al este de San Sebastián, estado Aragua. Extensión geográfica: La Formación Garrapata aflora en la faja piemontina de la cordillera de La Costa, en una serie de cuerpos alargados que se extienden desde el área del río Chirgua, San Francisco de Tiznados, en el extremo noroeste del estado Guárico, hasta el sector de Las Ollas, al noreste de Camatagua, estado Aragua, con extensión hasta Guatopo, estado Miranda, (STAINFORTH, citado por BELL, op. cit.). Descripción litológica: La Formación Garrapata está compuesta por un conjunto de unidades cíclicas, de origen turbidítico, cada una de las cuales consta de un conglomerado basal, seguido hacia arriba por grauvacas líticas, limolitas y lutitas con ocasionales capas de caliza y ftanita. Los conglomerados se presentan en capas de 2 a 15 m, de color gris verdoso, muy endurecidos, masivos y pobremente escogidos. Están compuestos por una variedad de fragmentos líticos de unos 10 cm de diámetro promedio, que incluyen rocas sedimentarias (grauvacas, lutitas, calizas, etc.), volcánicas (lavas y tobas), plutónicas (dioritas, piroxenitas y hornblenditas), metamórficas (esquistos, cuarcita, metaftanitas, metatobas y filitas) y fragmentos de minerales (cuarzo, feldespatos, anfiboles y piroxenos). 424 En la composición de las grauvacas de color gris oscuro, entran fragmentos de rocas similares a los de los conglomerados, así como conchas de lutita. Las limolitas y lutitas son también de color gris e intercaladas con ellas se encuentran ocasionales capas de calizas afaníticas, gris claro, mediano u oscuro, macizas o finamente estratificadas. KONIGSMARK (op. cit.) describió sills de diorita piroxénica brechada, intrusivos en la Formación Garrapata, así como cuerpos alargados de serpentinita, que constituyen bloques alóctonos dentro de la formación. Según BELLIZZIA (op. cit.) la formación se presenta bajo la forma de voluminosos olistolitos en el Miembro Los Cajones de la Formación Guárico; dicho autor considera que la unidad es esencialmente de naturaleza turbidítica y flujo turbidítica y entre su litología variable incluye sills de dioritas y bloques alóctonos de conglomerados polimixtos, formados por rocas volcánicas básicas, chert y calizas. MACSOTAY et al., (op. cit.) la describen como sedimentos flujo turbidíticos detríticos de naturaleza volcánica y rnetavolcánica. La Formación Garrapata representa una secuencia turbidítica cíclica, cuya fuente de sedimentos, según BELL (op. cit.), estaría en las rocas del Complejo de El Tinaco y de las formaciones Tiara y Querecual. MACSOTAY et al., (op. cit.) la consideran como sedimentos controlados por efectos gravitacionales, depositados a alta velocidad en un talud submarino pronunciado y en frente del avance hacia el sur de la napa de Villa de Cura. Espesor: En el cerro Garrapata (o Pariapán), la formación tiene un espesor aproximado de 2000 m (KONIGSMARK, op. cit.). En la sección de la quebrada Camatagüita, PEIRSON (citado por BELL 1968-a) midió 1184 m. Dado que ambas secciones se hallan en bloques alóctonos, se supone que el espesor original de la formación debe ser mayor. Relaciones de campo: En la localidad tipo, la Formación Garrapata yace concordantemente sobre la Formación Querecual; ambas unidades parecen formar parte del mismo bloque alóctono (BELL, op. cit.) Hacia arriba, es transicional con la Formación Mucaria. Fósiles: BELL (op. cit.) menciona la presencia del amonites Peroniceras cf. P. moureti en una limolita cerca del tope de la sección expuesta en la localidad tipo. KONIGSMARK (op. cit.) menciona abundantes radiolarios y espículas de esponjas en las calizas. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (op. cit.) señalan la presencia del foraminífero Globotruncana arca en las lutitas. MACSOTAY et al., (op. cit.) mencionan la presencia de Morozowella cf. uncinata (probable M. gracillis / Bolli), Globorotalia sp., Globigerina sp.; del Miembro La Vigía encontraron Morozowellas, Lituonellasp, Gumbelinasp. Edad: BELL (op. cit.), en base a la presencia de Peromiceras cf. P. moureti en el tope de la unidad, y a la de Inoceramus labiatus en la infrayacente Formación Querecual, postuló como edad Coniaciense para la parte superior de Garrapata, estimando que la unidad entera va del Turoniense al Santoniense. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.) opinan que tal edad debe ser reconsiderada, ya que el carácter alóctono de la unidad dificulta su correlación. MACSOTAY et al., (op. cit.), con base al contenido faunal, la consideran del Paleoceno tardío-Eoceno temprano, sin excluir la posibilidad de que alcance el Eoceno medio. 425 Correlación: La Formación Garrapata ha sido correlacionada tentativamente con las formaciones Urape y Muraguata, las cuales pasan gradualmente al sur a la parte superior de la Formación Querecual y a la inferior de la Formación Mucaria, (BELL, op. cit.). GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), consideran dudosas, las correlaciones entre Garrapata y otras unidades sedimentarias y metamórficas. MACSOTAY et al., (op. cit.) la consideran sinónimos de la parte superior de la Formación Río Guache en el estado Portuguesa (BLIN, 1989); de la Formación Guárico en la parte norte del estado Cojedes (OSUNA y BAJO DE OSUNA, 1977); en la parte central del país, con las capas de Vallecito (BELL, 1968-b); y con la Formación Juan Díaz (Campos et al., 1980) en el extremo oriental de la napa piemontina. INVÁLIDO GASTERÓPODOS, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término informal designa una unidad fauna] establecida por YOUNG (1958) en la base de las formaciones Lagunilla y Cuiba, Estado Zulia. INVÁLIDO GATO, MIEMBRO CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Dependencias Federales. En su tabla de correlación, BERMUDEZ (1977-b) cita un Miembro Gato de la Formación La Tortuga, lo cual consiste en una interpretación errónea de la información publicada por MALONEY y MACSOTAY (1967) según la cual, la Formación Cerro Gato es de edad Pleistoceno temprano, y está cubierta discordantemente por la Formación Tortuga, de edad Pleistoceno tardío. Este es un término inválido no utilizado por otros autores. Véase: CERRO GATO, FORMACIÓN y TORTUGA, FORMACIÓN. VÁLIDO GAUDRYINA FOEDA, SUBZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. Referencias: Con base a faunas de foraminíferos, RENZ (1962) estableció una doble zonación (bentónica y planctónica) en los sedimentos del Cretácico tardío y Terciario temprano de la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental. Subdividió la parte 426 inferior (Cretácico) de la Formación Vidoño en dos zonas bentónicas, de las cuales la inferior es la de Haplophragmoides excavata, subdividida a su vez en dos subzonas, la superior de las cuales es la de Gaudryina foeda. RENZ no describió sus zonas y subzonas bentónicas, ni mostró en su cuadro fauna] ninguna especie restringida a la subzona de Gaudryina foeda. En la sección del río Querecual esta subzona abarca los sedimentos de la parte inferior de la Formación Vidoño, por encima de la subzona de Guembetina excolata, y es de edad Maestrichtiense. Véase: HAPLOPHRAGMOIDES EXCAVATA, ZONA DE VÁLIDO GAUDRYINA SOLDADOENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Estado Anzoátegui. Referencias: Esta es una de las zonas de foraminíferos bentónicos establecida por RENZ (1962) en la sección tipo del río Querecual, cuyos rasgos diagnósticos se muestran en un cuadro sin descripción textual. Corresponde a la parte media de la Formación Caratas y su edad es Eoceno temprano. VÁLIDO GAVILÁN CUARCITAS DE,MIEMBRO(Asociación El Águila) PALEOZOICO (Pensilvaniano) Estado Mérida. KOVISARS (1972) al describir su Formación El Águila, (actualmente asociación) la divide en tres miembros, siendo el miembro basal, el denominado por este autor, Miembro de Cuarcitas de Gavilán, el cual tiene su localidad tipo en el paso de la carretera trasandina, por las cabeceras de la quebrada El Gavilán, donde hay excelentes afloramientos en varios cortes de carretera; hay afloramientos suplementarios al suroeste de la localidad tipo. La cuarcita se extiende en forma de faja, a lo largo de la falla de Gavilán, desde el oeste hasta el este, y continúa hacia el este, más allá de los límites de la región en estudio. Más al este, el Miembro de Cuarcitas de Gavilán se correlaciona con la cuarcita gris, levemente metamorfizada, expuesta a lo largo de las partes septentrionales de la carretera TimotesPiñango; en la localidad de La Toma, la cuarcita aflora aisladamente. MARECHAL (1983), cita la Formación El Águila, dividida en tres miembros, cuyo miembro inferior, El Gavilán, está compuesto de cuarcitas impuras, con un espesor de 500 m. Hoja N° 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. La unidad es una arenisca cuarzosa, de grano muy fino, finamente laminada y en estratos delgados (8-19 cm de espesor), con mica en forma de diminutas escamas como accesorio; con las capas de cuarcitas, de color predominantemente blanco a amarillo pálido se 427 intercalan delgadas láminas, pelíticas, color gris. La roca está bien endurecida y tiende a formar pronunciadas crestas de rumbo. En la zona de fallas de Gavilán, la roca grada desde la laminación fina original, a una fábrica intensamente lineada, con aspecto de agregado de varas soldadas. En sección fina, la roca tiene aspecto de agregado de cuarzo xenomórfico; la mayoría de las muestras exhibe débil foliación, relacionada con el alineamiento de la mica y la clorita. Cerca de la falla, la textura se hace cataclástica, con aplanamiento y trituración de los granos de cuarzo; la estaurolita y el granate, pueden intervenir como accesorios en las láminas pelíticas cerca de la falla. El espesor del Miembro de Cuarcitas de Gavilán se estima entre 300 y 550 m. Su contacto basal y relaciones con la Formación Sierra Nevada, están oscurecidos por la falla de Gavilán y por cobertura detrítica. Sin embargo, al este de la región en estudio, a lo largo de la carretera Timotes-Piñango, cerca de la divisoria de aguas, Chirurí-Motatán, se observa una discordancia angular entre una cuarcita micácea gris, presumiblemente de Gavilán, y el esquisto infrayacente de Sierra Nevada. El tope del miembro grada a las limolitas y filitas del Miembro El Balcón; el contacto entre ambos se coloca en el tope de la última capa de cuarcita laminada. Véase: EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN. INVÁLIDO GIRÓN, FORMACIÓN, "SERIE" PALEOZOICO-MESOZOICO Colombia. El término "Serie" Girón fue introducido por HETTNER (1892) para designar capas rojas en Colombia. Posteriormente, KHERER (1937-a, b) llamó Formación Girón en Venezuela a los sedimentos rojos de la Sección Colón'', Estado Táchira y a las rocas expuestas en el cerro El Molino, unos 7 kilómetros al norte del Río Chama, El término es inválido en Venezuela, debido a la nomenclatura confusa de las capas rojas, de edades obviamente diferentes, y fue sustituido por el de Formación La Quinta. Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN. INVÁLIDO GLAUCONÍTICO, HORIZONTE, MIEMBRO, ZONA MESOZOICO (Cretácico) Estados Zulia y Anzoátegui. El nombre de "zona glauconítica" (u "horizonte") se empleó persistentemente hasta hace poco, para designar capas glauconíticas en la base de la Formación Colón. STAINFORTH (1962) las designó formalmente con el nombre de Miembro Tres Esquinas. En forma 428 similar, el "miembro glauconítico superior" de la Formación Temblador (HEDBERG et al., 1947) se conoce hoy como Formación Tigre del Grupo Temblador (DUSENBURY, 1960). Véanse: TRES ESQUINAS, MIEMBRO; TIGRE, FORMACIÓN. VÁLIDO GLOBIGERINA AMPLIAPERTURA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Trinidad. BRÖNNIMANN (1950) mencionó la presencia de numerosos ejemplares de Globigerina apertura y algunos de Globigerina dissimilis en una "asociación que sugiere Oligoceno basal", en la sección tipo de Cipero Coast, en Trinidad. Posteriormente, SUTER (1951) introdujo una "zona de Globigerina apertura" sin definirla. KUGLER (1956), mencionó la "zona de Globigerina aff. apertura". BOLLI (1957-C) describió la especie titular con el nombre de Globigerina ampliapertura y definió la zona, basado principalmente en la extensión de esta especie a niveles superiores en la sección, por encima de las capas eocenas más antiguas en la secuencia zonal de Trinidad. Posteriormente, el mismo autor (1966) separó la parte inferior con el nombre de Zona de Cassigerinella chipolensis/Hastigerina micra. En Venezuela la presencia de la Zona de G. ampliapertura en la Formación Los Jabillos y parte superior de la Formación Caratas ha sido mencionada por LAGAAIJ (1963) y LAMB (1964-b). BERMUDEZ (1962) enumeró la microfauna perfectamente conservada de esta zona en capas expuestas en Punta Tolete, cerca de Pedernales, las cuales sugirió incluir en el Grupo Merecure. STAINFORTH (1964-a) las consideró como pertenecientes a la Formación Carapita. BLOW (1959) situó la parte basal de la Formación Guacharaca de Falcón en esta zona. Por su posición concordante por encima de capas del Eoceno tardío, la Zona de Globigerina ampliapertura corresponde en edad al Oligoceno temprano. Véase: GLOBIGERINA CIPEROENSIS, ZONA DE. VÁLIDO GLOBIGERINA BULLOIDES, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío?) Estado Falcón. Esta zona fue establecida provisionalmente por BLOW (1959) a base de foraminíferos planctónicos, en una sección a lo largo del camino Pozón-EI Mene de Acosta en Falcón oriental. La zona se caracteriza por la presencia de una fauna planctónica empobrecida 429 después de la extinción de Sphaeroidinella seminulina, especie característica de la zona infrayacente BOLLI y BERMÚDEZ (1965) no reconocieron la zona en la Formación Cubagua y establecieron otras zonas en el Mioceno tardío. VÁLIDO GLOBIGERINA CIPEROENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Trinidad. CUSHMAN y STAINFORTH (1954) designaron la Zona de Globigerina concinna como la inferior extrema de sus tres divisiones faunales de la Formación Cipero de Trinidad. STAINFORTH (1948-a) amplió su descripción e indicó que la zona se reconoce principalmente por la presencia de Globigerina cf. concinna., restringida a este intervalo y que corrientemente se presenta por oleadas. BOLLI (1954) describió la especie índice con el nombre de Globigerina ciperoensis (nov.), diferente la G. concinna europea, y el nombre de la zona se alteró de acuerdo. Posteriormente, el mismo autor (1957-c) refinó la zonación de la Formación Cipero y también dividió su Globigerina ciperoensis en tres subespecies. La Zona de G. ciperoensis fue dividida en las tres zonas de Globigerina ampliapertura, G ciperoensis ciperoensis, y Glohorotalia opima opima. En Venezuela la presencia de la Zona de G. ciperoensis, en sus sentidos tanto amplio como restringido, ha sido mencionada en la Formación Areo por LAGAAIJ (1963), SALVADOR (1964-a) y LAMB (1964-a), y en la parte inferior de la Formación Carapita en Pedernales por BARNOLA (1960). BERMÚDEZ (1962) describió una rica microfauna de la Zona de G. ampliapertura en afloramientos cerca de Pedernales. FRANKLIN (1944) mencionó G. ciperoensis ("G. concinna") en la Formación Carapita en su región tipo, pero tanto RENZ (1948), como STAINFORTH (1948-b) han expresado dudas al respecto, ya que parece probable que el material estudiado por FRANKLIN incluía lutitas de la Formación Areo. La edad de la Zona de Globigerina ciperoensis (sensu lato) no se ha precisado todavía. Durante muchos años se aceptó como Oligoceno temprano, pero la aceptación general de la edad miocena (Aquitaniense) de las zonas suprayacentes de Catapsydrax dissimilis y Globigerinatella insueta, comprime todo el Oligoceno dentro de los límites de esta única zona. EAMES et al.(1962), llegaron a asegurar que el Oligoceno no está representado en la secuencia terciaria de Trinidad y Venezuela. LAGAAIJ (1963), a base de briozoarios lunulitiformes, ha sugerido independientemente que el tope del Oligoceno corresponde dentro de la parte inferior de la Zona de G. opima opima, o aproximadamente a medio nivel en la Zona de G. ciperoensis (sensu lato). Para el momento de la presente redacción, esta controversia ocupa la atención de paleontólogos en todo el mundo, y debe considerarse en estudio. En Venezuela, la Zona de Globigerina ciperoensis (sensu lato) se ha considerado provisionalmente como representativa del Oligoceno, y la Zona de Globigerina kugleri, suprayacente, como 430 incluyente del límite Oligoceno/Mioceno. Esta interpretación aparece en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963). VÁLIDO GLOBIGERINA CIPEROENSIS CIPEROENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Trinidad. BOLLI (1957-c) sustituyó la espesa Zona de Globigerina ciperoensis definida originalmente, por tres zonas de menor espesor, la superior de las cuales es la Zona de Globigerina ciperoensis ciperoensis. Esta se define por la presencia abundante de la subespecie titular, entre la extinción de Globorotalia opima opima y la primera aparición de G. kugleri. Su presencia ha sido señalada en Venezuela por diversos autores. VÁLIDO GLOBIGERINA SOLDADOENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Estado Anzoátegui. Zona, introducida por RENZ (1962), equivale a la parte media de la Formación Caratas en la sección tipo del río Querecual. Contiene únicamente las especies Globigerina linaperta y G. soldadoensis, la segunda de las cuales indica una edad no menor que Eoceno temprano. Corresponde a la parte superior de la Zona de Globorotalia aragonensis y a la Zona de Globorotalia palmerae de BOLLI (1957-b,d). VÁLIDO GLOBIGERINA SPIRALIS, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Este intervalo constituye la superior de las cuatro subzonas que constituyen la Zona de Globorotalia pseudobulloides, establecida por RENZ (1962) en la localidad tipo de la Formación Vidoño, estado Anzoátegui. Véase: GLOBOROTALIAPSEUDOBULLOIDES, ZONA DE. VÁLIDO GLOBIGERINA TRILOCULINOIDES, SUBZONA DE 431 CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es la segunda subzona, en orden ascendente, de las cuatro que constituyen la Zona de Globorotalia pseudobulloides, establecida por RENZ (1962) en la localidad tipo de la Formación Vidoño, estado Anzoátegui. Véase: GLOBOROTALIA PSEUDOBULLOIDES, ZONA DE. VÁLIDO GLOBIGERINATELLA INSUETA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Trinidad. Esta zona fue introducida por CUSHMAN y STAINFORTH (1945) con definición imprecisa, como división faunal de la Formación Cipero en Trinidad. Según STAINFORTH (1948), la zona ocupa el intervalo intermedio entre la extinción de Globigerina ciperoensis (G cf. "concinna") y la primera aparición de Globorotalia fohsi. STAINFORTH sugirió además una zona adicional en la parte inferior, a base de la presencia de Catapsydrax ("Globigerina") dissimilis, en ausencia tanto de G. ciperoensis como de Globigerinatella insueta, que fue establecida por CUSHMAN y RENZ (1947) mientras la monografía de STAINFORTH se hallaba aún en prensa. De esta manera, en su aceptación amplia se aceptó la ubicación de la Zona de G. inssueta por encima de la Zona de G. dissimilis y por debajo de la Zona de G. fohsi). BOLLI (1957-c) refinó la zonación de la Formación Cipero; dividió la original Zona de Globigerinatella insueta en una zona superior, para la cual se mantuvo el mismo nombre y una inferior, que tomó el nombre de Catapsydrax stainforthi. Posteriormente, el mismo autor (1966) restringió aún más la Zona de Globigerinatella insueta, al separar la parte superior con el nombre de Praeorbulina glomerosa. BLOW (1959) y BANNER y BLOW (1965) utilizaron una división comparable del período vital de G. insueta, pero aplicaron nombres zonales diferentes. En Venezuela la presencia de la Zona de G. insueta, en sus sentidos tanto amplio como restringido, ha sido mencionada por BLOW (1959) en la Formación San Lorenzo de Falcón, y por LAMB y DE SISTO (1963), LAMB (1964) y LAMB y SULEK (1965) en la Formación Carapita de Monagas. VÁLIDO GLOBIGERINATELLA INSUETA/GLOBIGERINOIDES BISPHAERICA, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) 432 Estado Falcón. BLOW (1959) dividió la Zona de Globigerinatella insueta en dos subzonas, a base de su estudio del Grupo Agua Salada en Falcón oriental. La Subzona de Globigerinatella insueta/Globigerinoides bisploaerica es la superior, caracterizada por la existencia de las dos especies titulares. Véase: GLOBIGERINATELLA INSUETA, ZONA DE. VÁLIDO GLOBIGERINATELLA INSUETA/GLOBIGERINOIDES TRILOBA, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. BLOW (1959) dividió la Zona de Globigerinatella insueta en dos subzonas, en el Grupo de Agua Salada de Falcón oriental, de las cuales ésta es la inferior, caracterizada por la presencia de las dos especies titulares, en ausencia de Globigerinoides bisphaerica (= G. sicannus auct.) Véase: GLOBIGERINATELLA INSUETA, ZONA DE. VÁLIDO GLOBIGERINOIDES DAUBJERGENSIS, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es la tercera, en orden ascendente, de las cuatro subzonas que constituyen la Zona de Globorotalia pseudobulloides, establecida por RENZ (1962) en la sección tipo de la Formación Vidoño, estado Anzoátegui. Véase: GLOBOROTALIA PSEUDOBULLOIDES, ZONA DE. VÁLIDO GLOBOQUADRINA ALTISPIRA ALTISPIRA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Nueva Esparta. BOLLI y BERMUDEZ (1965) habían establecido la Zona de Globoquadrina altispira altispira/Globorotalia crassaformis en la Formación Cubagua, con sección tipo en la parte superior del pozo Cubagua-1 en la isla de Cubagua, estado Nueva Esparta; la zona se 433 caracteriza por la presencia concomitante de las dos especies citadas. BOLLI (1966) abrevió el nombre de la zona a Globoquadrina altispira altispira. Los autores mencionados señalaron su edad Mioceno tardío. Sin embargo, CATI et al, (1968) indican que la mayor parte de la Zona de Globorotalia margaritae, infrayacente, corresponde al Plioceno, como también la zona en referencia. VÁLIDO GLOBOQUADRINA ALTISPIRA TRUNCATULINOIDES, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Jamaica. ALTISPIRA GLOBOROTALIA Esta zona fue establecida en Jamaica por BOLLI y BERMÚDEZ (1965) y retenida por BOLLI (1966) en su esquema de zonación mundial. En Venezuela, se presume que corresponde al hiato que se presenta entre las formaciones Cubagua y Cumaná, ya que no ha sido reconocida. CATI et al. (1968) indicaron que la zona ocupa los niveles superiores del Plioceno. INVÁLIDO GLOBOQUADRINA ALTISPIRA ALTISPIRA GLOBOROTALIA CRASSAFORMIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Nueva Esparta. Este es el nombre original de la Zona del Terciario superior establecida por BOLLI y BERMUDEZ (1965) en la Formación Cubagua, abreviado posteriormente por BOLLI (1966). Véase: GLOBOQUADRINA ALTISPIRA ALTISPIRA, ZONA DE. VÁLIDO GLOBOROTALIA ACOSTAENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Java. La sección tipo de esta zona de foraminíferos planctónicos fue establecida por BOLLI y BERMUDEZ (1965) en un pozo en la isla de Java (Bodjonegoro-1). La zona se ha reconocido en la Formación Cubagua, isla de Cubagua, en los pozos Cubagua-1, entre 2131,71 y 885,37 m y Cubagua-2, entre 933,53 y 1269,51 m. Los autores la correlacionaron con la parte superior extrema de la zona de Globorotalia menardii rnenardii/Globigerina 434 nepenthes, y posiblemente la totalidad o parte de las zonas de Sphaeroidinella seminulina y Globigerina bulloides, establecidas por BLOW (1959) en la Formación Pozón, a condición de que la ausencia de Globorotalia dutertrei en dichas zonas se deba a factores cronológicos y no ecológicos. La zona de Globorotalia acostaensis abarca, por definición, el intervalo entre la primera aparición de Globorotalia acostaensis y la primera aparición de Globorotalia dutertrei; ocurre entre la zona próxima más antigua de Globorotalia menardii y la más joven de Globorotalia dutertrei. Según CATI et al. (1968) corresponde al Mioceno medio a tardío. VÁLIDO GLOBOROTALIA ANGULATA, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es la primera, en orden ascendente, de tres subzonas establecidas por RENZ (1962) en su Zona de Globorotalia velascoensis, en la localidad tipo de la Formación Vidoño en el río Querecual. Esta zona de RENZ incluye a la zona del mismo nombre establecida originalmente por BOLLI (1957-b) en Trinidad. Véase: GLOBOROTALIA VELASCOENSIS, ZONA DE. VÁLIDO GLOBOROTALIA CENTRALIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Anzoátegui. RENZ (1962) introdujo este nombre como equivalente bioestratigráfico de la "Formación Tinajitas". En su cuadro, muestra la Formación Tinajitas como unidad calcárea delgada infrayacente a la Formación Los Jabillos; por lo tanto, el término tiene el sentido de Miembro Tinajitas de acuerdo con la modificación de SALVADOR (1964-a), y no el de la Formación Tinajitas original definida por HEDBERG y PYRE (1944). La Zona de Globorotalia centralis se caracteriza por la presencia de numerosas especies de foraminíferos planctónicos ausentes a niveles inferiores. Según RENZ, su edad generalmente se considera como Eoceno tardío, aunque contiene elementos faunales indicativos de la parte superior del Eoceno medio; RENZ señaló su equivalencia con las zonas de Globigerapsis semiinvoluta y Globorotalia cerroazulensis de BOLLI (1957-d, 1959). LAMB (1964-a) mencionó la presencia de G. centralis en la Formación Caratas del estado Monagas. 435 VÁLIDO GLOBOROTALIA CERROAZULENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Trinidad. La zona superior extrema de la sección del Eoceno en Trinidad fue nombrada Zona de Globorotalia cocoaensis por BOLLI (1957-d). LAMB (1964-a, b) la reconoció con el mismo nombre en la parte superior de la Formación Caratas de Venezuela oriental. Posteriormente, BOLLI (1959) reconoció que el sinónimo Globorotalia cerroazulensis tiene prioridad de publicación sobre el término G. cocoaensis y modificó el nombre de la zona en este sentido (1959, Cuadro I; 1966), RENZ (1962) la incluyó dentro de su Zona de Globorotalia centralis en la Formación Tinajitas. INVÁLIDO GLOBOROTALIA COCOAENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Trinidad. Este fue el nombre original, introducido por BOTT (1957-c), de la Zona de Globorotalia cerroazulensis de uso actual. Véase: GLOBOROTALIA CERROAZULENSIS, ZONA DE. VÁLIDO GLOBOROTALIA DUTERTREI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Estado Nueva Esparta. BOLLI y BERMUDEZ (1965) definieron la Zona de Globorotalia dutertrei Globigerinoides obliquus extremus en la Formación Cubagua, con sección tipo en el pozo Cubagua-1 entre 437,5 y 741,5 m en la isla de Cubagua, estado Nueva Esparta. La zona se caracteriza por la extensión de G. dutertrei hasta la primera aparición de G. margaritae. Posteriormente, BOLLI (1966) abrevió el nombre a Zona de Globorotalia dutertrei. Los autores mencionados colocaron la zona en la parte inferior del Mioceno tardío. Según los estudios más recientes (CATI et al., 1968), corresponde a los niveles más jóvenes del Mioceno tardío, con posible extensión al Plioceno temprano inferior. INVÁLIDO 436 GLOBOROTALIA DUTERTREI/GLOBIGERINOIDES OBLIQUUS EXTREMUS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Nueva Esparta. Este es el nombre original de la zona establecida por BOLLI y BERMUDEZ (1965) en la Formación Cubagua, abreviado posteriormente por BOLLI (1966). Véase: GLOBOROTALIA DUTERTREI, ZONA DE VÁLIDO GLOBOROTALIA FOHSI, ZONA(S) DE CENOZOICO (Terciario Mioceno medio) Trinidad. CUSHMAN y STAINFORTH (1945) y posteriormente STAINFORTH (1948) utilizaron la extensión muy restringida de Globorotalia fohsi para definir una zona de la cual ésta era la especie titular, en la Formación Cipero de Trinidad. RENZ (1948) empleó el término Globorotalia fohsi en sentido similar para definir una subdivisión faunal de la Formación Pozón en Falcón. Posteriormente, BOLLI (1950, 1951) demostró la evaluación lineal de la especie e indicó las apariciones sucesivas, con extensiones ligeramente traslapantes, de las cuatro subespecies: G. fohsi barisanensis, G. fohsi fohsi, G. fohsi lobata y G. fohsi robusta. El mismo autor (1957-c) dividió la Zona de Globorotalia fohsi original en cuatro zonas constituyentes, a base de estas subespecies. En Venezuela, el reconocimiento de la Zona de G. fohsi (sensu lato, subdividida) ha sido mencionada por BLOW (1959), SULEK (1961), RENZ (1961-a,b), STAINFORTH (1961), BOLLI (1962) y LAME y SULEK (1965) en las formaciones Carapita, Oficina y Pozón. Las primeras referencias publicadas le asignaron a la Zona de Globorotalia fohsi una edad Oligoceno tardío. Estudios posteriores de correlación trasatlántica establecieron una edad Mioceno temprano (Burdigaliense) (BLOW, 1959; BOLLI, 1959; STATNFORTH, 1960a,b), criterio adoptado en el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963). No obstante, los estudios más recientes han mostrado la correspondencia de la zona con la parte inferior del Piso Langhiense, del Mioceno medio (CATI et al., 1968). BANNER y BLOW (1965) propusieron en forma preliminar y posteriormente, BLOW y BANNER (1966) más detalladamente, ciertas modificaciones a las subespecies de Globorotalia fohsi y a la zonación basada en sus extensiones. BOLLI (1966, 1967) comentó las modificaciones propuestas, que en la práctica son de poca significación. VÁLIDO GLOBOROTALIA KUGLERI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) 437 Trinidad. Esta zona fue definida por BOLLI (1957-c) en la Formación Cipero de Trinidad, en la parte inferior de la anterior Zona de Globigerina dissimilis. LAMB (1964-a,b) la reconoció en la Formación Carapita de Venezuela oriental y BLOW (1959) en la parte superior de la Formación Guacharaca de Falcón. Se caracteriza por la primera aparición del grupo de Globigerinoides triloba, por cuya razón se acepta provisionalmente como determinante de la base del Mioceno en Venezuela (SVIP, 1963, Cuadro de Correlación; BOLLI, 1959; STAINFORTH, 1961; BANDY, 1964). VÁLIDO GLOBOROTALIA MARGARITAE, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío?-Plioceno) Estado Nueva Esparta. BOLLI y BERMUDEZ (1965) establecieron esta zona, cuya sección tipo corresponde a parte de la Formación Cubagua, en el pozo Cubagua-1, entre los 258,84 y 437,5 m de profundidad, en la isla de Cubagua, estado Nueva Esparta. Por definición, la zona es la biozona de Globorotalia margaritae, que aparentemente combine un intervalo estratigráfico corto con una distribución geográfica muy amplia. Se identifica en la región costanera del golfo de Méjico, en el sur de Norte América, la región mediterránea europea y en lava. La zona suprayace a la Zona de Globorotalia dutertrei e infrayace a la de Globoquadrina altispira altispira. Los autores originales, como también BOLLI (1966), ubicaron la zona en su totalidad en el Mioceno tardío. No obstante, los estudios más recientes (CATI et al, 1968) indican que en su mayor parte la zona corresponde al Plioceno y se considera dudosa su extensión al Mioceno tardío. VÁLIDO GLOBOROTALIA MAYERI/GLOBIGERINA LENGUAENSIS, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Con base a los foraminíferos planctónicos del Grupo Agua Salada en Falcón oriental, BLOW (1959), propuso dividir la conocida Zona de Globorotalia mayeri establecida en Trinidad, en dos subzonas. La inferior es la Subzona de G. mayeri/G lenguaensis, caracterizada por la coexistencia de las especies titulares junto con la ausencia de Globorotalia fohsi robusta, que caracteriza la zona infrayacente. Según BLOW, la edad de la subzona es Mioceno medio. 438 VÁLIDO GLOBOROTALIA MAYERI/GLOBIGERINA NEPENTHES, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Con base a los foraminíferos planctónicos del Grupo Agua Salada en Falcón oriental, BLOW (1959) propuso dividir la conocida Zona de Globorotalia mayeri, en Trinidad, en dos subzonas, de las cuales ésta es la superior, caracterizada por la concomitancia de las especies titulares. BLOW asignó la zona al Mioceno medio. VÁLIDO GLOBOROTALIA MENARDII MENARDII/ GLOBIGERINA NEPENTHES, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. BLOW (1959) estableció esta zona en el Grupo Agua Salada en Falcón oriental, caracterizada por la extensión de Globigerina nepenthes hasta niveles superiores al de la extinción de Globorotalia mayeri. Según BOLLI y BERMÚDEZ (1965), en la Formación Cubagua de Venezuela oriental G. nepenthes persiste a niveles más altos de lo que indica BLOW y sugirieron que su distribución fue afectada por factores ecológicos. VÁLIDO GLOBOROTALIA MENARDII, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Trinidad. Un importante nivel de referencia en el Mioceno marino de la región del Caribe es el suministrado por la extinción de Globorotalia fohsi (sensu lato) y la aparición casi simultánea de Globorotalia menardii (sensu stricto) (RENZ, 1942; CUSHMAN y STAINFORTH, 1945). STAINFORTH (1948) introdujo el nombre de "Zona de Globorotalia menenardi" para designar el intervalo suprayacente a este nivel en Trinidad; no se definió el tope de la zona. La unidad se reconoce en las formaciones La Pica, Freites y parte superior extrema de la Formación Carapita en Venezuela (BARNOLA, 1960; SULEK, 1961; LAMB y SULEK, 1965) y en la isla de Cubagua (KUGLER, 1957). En Venezuela occidental, RENZ (1948) indicó su presencia claramente en la Formación Pozón de Falcón, sin aplicar el nombre. BRÖNNIMANN (1951) dividió la Zona de Globorotalia menardii original en una parte superior, que designó con el mismo nombre y una parte inferior, denominada Zona de Globorotalia mayeri (BOLLI, 1957, 1966). En Venezuela BLOW (1959) aplicó un 439 esquema comparable pero aún más subdividido, en la parte superior de la Formación Pozón de Falcón. En la literatura previa, la base de la Zona de G. menardii (sensu lato) se consideraba habitualmente como base del Mioceno. RENZ (1961-a, b) mantuvo este criterio en Venezuela pero las comparaciones de extensiones de especies en Europa y Venezuela-Trinidad, realizadas independientemente, condujeron a BLOW (1959), BOLLI (1959) y STAINFORTH (1960-a,b, 1961) a colocar este nivel en el tope del Burdigaliense, o sea, la base del Mioceno medio, criterio que fue adoptado en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963). Los estudios más recientes ubican la zona en el piso Tortoniense, del Mioceno medio (CATI et al., 1968). VÁLIDO GLOBOROTALIA OPIMA OPIMA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Trinidad. BOLLI (1957-c) introdujo esta zona, definida por la extensión vital de la especie titular, como subdivisión de la anterior Zona de Globigerina ciperoensis, en la Formación Cipero de Trinidad. Su reconocimiento en las lutitas de la Formación Arco de Venezuela oriental fue mencionado por LAGAAIJ (1963), SALVADOR (1964-a) y LAMB (1964-a, b). En Falcón, BLOW (1959) indicó su presencia en la Formación Guacharaca. La mayoría de los autores acepta su edad oligocena. Véase: GLOBIGERINA CIPEROENSIS, ZONA DE. VÁLIDO GLOBOROTALIA PALMERAE, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Trinidad. Esta zona, en la parte superior del Eoceno inferior, fue definida por BOLLI (1957-c) en la Formación Navet de Trinidad. LAMB (1964-b) la reconoció provisionalmente en la Formación Caratas de Venezuela oriental. VÁLIDO GLOBOROTALIA PSEUDOBULLOIDES, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. RENZ (1962) estableció esta zona en la parte media de la Formación Vidoño en su localidad tipo. La unidad se caracteriza por la extensión vital de la especie titular, y fue 440 subdividida, en orden ascendente, en las subzonas de Globorotalia cf. pseudoscitula, Globigerina triloculinoides, Globigerinoides daubjergensis y Globigerina spiralis. Su edad es principalmente Paleoceno, pero se observa la coexistencia de especies de Rugoglobigerina (Cretáceo) y Globorotalia (Paleoceno)en las capas basales. Según RENZ, esta unidad incluye las zonas de Globorotalia uncinata y G. trinidadensis y la zónula de Rzehakina epigona, definidas por BOLLI (1957-b). BOLLI (1966) aplicó el término en sentido más restringido, como equivalente a la "Zona de Globigerina pseudobulloides/Globigerina daubjergensis", introducida por autores rusos en 1961. VÁLIDO GLOBOROTALIA PSEUDOMENARDIL ZONA DE, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Trinidad. BOLLI (1957-b) introdujo este nombre para designar un intervalo en la parte inferior (Paleoceno) de la Formación Lizard Springs de Trinidad. Entre otros criterios para su reconocimiento, las especies Globorotalia pseudomenardii, G. tortiva y G. pusilla laevigata se restringen a esta zona. STANLEY (1960) mencionó la presencia de las dos primeras especies índices en la parte inferior de la Formación Vidoño, expuesta cerca de Puerto La Cruz, y por lo tanto estableció la presencia de la Zona de G. pseudomenardii, sin que se haya podido determinar su contacto preciso con la Zona de G. velascoensis suprayacente. En su descripción de la Formación Vidoño en la sección tipo del río Querecual, RENZ (1962) aplicó una terminología zonal diferente, e introdujo la Subzona de Globorotalia pseudomenardii (de su Zona de G. velascoensis), con extensión equivalente a las Zonas de G. pseudomenardii y G. velascoensis de BOLLI, tomadas en conjunto. VÁLIDO GLOBOROTALIA PSEUDOSCITULA, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es la inferior de cuatro subzonas establecidas por RENZ (1962) en su Zona de Globorotalia pseudobulloides presente en la parte media de la Formación Vidoño, en su localidad tipo del río Querecual. Véase: GLOBOROTALIA PSEUDOBULLOIDES, ZONA DE. VÁLIDO GLOBOROTALIA PUSILLA PUSILLA, ZONA DE, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) 441 Trinidad. BOLLI (1957-b) estableció esta zona en la Formación Lizard Springs de Trinidad, del Paleoceno-Eoceno temprano. En la sección tipo de la Formación Vidoño en el río Querecual, RENZ (1962) consideró a su Zona de Globorotalia velascoensis como incluyente de la zona del mismo nombre establecida por BOLLI en Trinidad, y la dividió en tres subzonas, de las cuales la de G. pusilla pusilla es la intermedia, sólo parcialmente equivalente a la zona del mismo nombre en Trinidad. Véase: GLOBOROTALIA VELASCOENSIS, ZONA DE VÁLIDO GLOBOROTALIA TRINIDADENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Trinidad. Esta zona del Paleoceno tardío fue definida por BOLLI (1957-b) en la Formación Lizard Springs de Trinidad. LAMB (1964-b) mencionó su presencia provisionalmente en la Formación Vidoño de Venezuela oriental. VÁLIDO GLOBOROTALIA TRUNCATULINOIDES, ZONA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno-Holoceno) Distrito Federal. BOLLI y BERMUDEZ (1965) habían establecido la Zona de Globorotalia truncatulinoides/Globorotalia inflata, con sección tipo en la parte inferior de la Formación Playa Grande del Grupo Cabo Blanco, en el Distrito Federal. Posteriormente, BOLLI (1966) abrevió su nombre a Zona de Globorotalia truncatulinoides. La unidad suprayace a la Zona de Globoquadrina altispira altispira/Globorotalia tuncatulinoides, no reconocida en Venezuela, que parece corresponder al hiato entre las formaciones Cubagua y Cumaná. La separación de estas zonas se coloca al nivel de extinción de G. a. altispira. BOLLI y BERMUDEZ (1965) y BOLLI (1966) indicaron una edad Plioceno hasta Reciente. No obstante, los estudios más recientes (CATI et al., 1968) ubican la zona infrayacente en el nivel superior extremo del Plioceno, lo cual implicaría que la Zona de Globorotalia truncatulinoides corresponde al intervalo Pleistoceno-Reciente. INVÁLIDO GLOBOROTALIA TRUNCATULINOIDESIS/GLOBOROTALIA INFLATA, ZONA DE 442 CENOZOICO (Cuaternario Pleistoceno-Holoceno) Distrito Federal. Este es el nombre original de la zona establecida por BOLLI y BERMUDEZ (1965) en el Distrito Federal, abreviado posteriormente por BOLLI (1966). Véase: GLOBOROTALIA TRUNCATULINOIDES, ZONA DE VÁLIDO GLOBOROTALIA VELASCOENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Trinidad. BOLLI (1957-b) estableció una serie de zonas de foraminíferos planctónicos en la Formación Lizard Springs de Trinidad, de edad Paleoceno a Eoceno temprano, una de las cuales fue la Zona de Globorotalia velascoensis en el Paleoceno tardío. Según el autor, tanto Globorotalia velascoensis como Globigerina velascoensis se extinguen en el tope de la zona, y varias especies típicas de la Zona de Globorotalia pseudornenardii, infrayacente, están ausentes, tales como Globorotalia pusilla pusilla, G. p. Laevigata, y G. pseudornenardii y BOLLI reconoció su Zona de G. velascoensis en la Formación Vidoño expuesta en el río Querecual, Venezuela oriental. Según STANLEY (1960) quien estudió una sección bien expuesta de la Formación Vidoño cerca de Puerto La Cruz, las extensiones estratigráficas de las especies planctónicas son casi idénticas a las de las mismas formas en Trinidad y no se observe inversión de la distribución planctónica; sin embargo, no pudo definirse claramente el contacto entre las Zonas de G. pseudomenardii y G. velascoensis de BOLLI, por lo cual les di tratamiento conjunto bajo el nombre de "Zona (no diferenciada) de Globorotalia velascoensisGloborotalia pseudornenardii" del Paleoceno tardío. En su estudio detallado de los foraminíferos de la Formación Vidoño en su localidad tipo en el río Querecual, RENZ (1962) observó una correlación bastante estrecha con la zonación de BOLLI en Trinidad, con ligeras diferencias en las extensiones estratigráficas de algunos foraminíferos claves, posiblemente debido a alguna complicación tectónica no descubierta en la sección tipo. Por esta razón, estableció un conjunto independiente de zonas y aplicó el nombre de Zona de Globorotalia velascoensis en un sentido que incluye las zonas de Globorotalia velascoensis, G. pseudomenardii y G. pusilla pusilla establecidas por BOLLI. RENZ dividió su unidad en tres subzonas en secuencia ascendente: Globorotalia angulata, G. pusilla pusilla y G. pseudornenardii, complicando adicionalmente la homonimia, ya que las dos últimas son equivalentes sólo parciales de las zonas de BOLLI de igual nombre. LAMB (1964-b) presentó un estudio similar al de RENZ, a base de afloramientos a lo largo del río Aragua en Monagas, 100 Km al este del río Querecual y aplicó la terminología zonal 443 de BOLLI; sin embargo, la escasez y mala preservación de los foraminíferos planctónicos en las Iutitas paleocenas de la Formación Vidoño impidieron el reconocimiento de zonas individuales, por cuya razón LAMB designó el intervalo como "Zona de Globorotalia velascoensis hacia abajo a la Zona de G. trinidadensis". VÁLIDO GLOBOTRUNCANA APPENNINICA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense) Estado Anzoátegui. Esta zona fue establecida por MAYNC (en ROD y MAYNC, 1954) como la más joven de sus cuatro "faunizonas" en la sección cretácea de la serranía del Interior de Venezuela nororiental. La unidad se caracteriza por la presencia de Globotruncana (Rotalipora) appenninica, especie índice del Cenomaniense, y se restringe a la "Formación Boquerón", de ROD y MAYNC, incluida por otros autores en la parte superior de la Formación Chimana. VÁLIDO GLOBOTRUNCANA CONTUSA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. A base de foraminíferos, RENZ (1962) estableció una doble zonación (bentónica y planctónica) en sedimentos del Cretácico tardío y Terciario temprano en la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental. La zona planctónica más joven del Cretácico es la de Globotruncana contusa, con una rica fauna de foraminíferos planctónicos, entre los cuales las especies Abathomphalus intermedia, Globotruncana contusa y Globotruncana rosetta se restringen a la zona. En la sección del río Querecual la zona de Globotruncana contusa corresponde a la parte media-inferior de la Formación Vidoño y es de edad Maestrichtiense. RENZ mencionó su probable correlación con la Zona de Abathomphalus mayaroensis de BOLLI (1957-a), también del Maestrichtiense tardío en Trinidad. VÁLIDO GLOBOTRUNCANA GANSSERI, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Trinidad. 444 En la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental, RENZ (1962) reconoció la Zona de Globotruncana gansseri, establecida por BOLLI (1957-a) en el Maestrichtiense de Trinidad. Entre los numerosos foraminíferos planctónicos enumerados por RENZ, las especies Abathomphalus mayaroensis, Globigerinella messinae subcarinata, Globotruncana arca y Rugoglobigerina rugosa pennyi se restringen a la zona. Esta unidad incluye parte de la sección que HEDBERG y PYRE (1944) incluyeron originalmente en su Zona de Gümbelina-Siphogenerinoides. INFORMAL GOAIGUAZA, ARCILLA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Carabobo. WEISBORD (1962) describió gasterópodos provenientes de "La Salina de Guaiguaza" (correctamente Goaiguaza), en arcillas expuestas en una zanja y asignó la fauna provisionalmente al Plioceno. Posteriormente (1964-a), introdujo el nombre "Arcilla de Guaiguaza" para designar estas capas, que asignó al Plioceno tardío; describió 14 especies de pelecípodos y dos de escafópodos (1964-b) y asignó a la fauna una edad algo más joven que la de las formaciones Playa Grande y Mare del Grupo Cabo Blanco. La fauna es significativa por ser la única atribuida definitivamente al Plioceno tardío en Venezuela. La unidad tiene su localidad tipo en la salina de Goaiguaza en la costa del mar Caribe, unos 6 km al oeste-noroeste de Puerto Cabello, estado Carabobo, y se compone de arcillas grises y marrones aparentemente horizontales, de espesor desconocido; los contactos no fueron observados. WEISBORD describió 41 especies de moluscos en total, 51% de las cuales corresponden a especies vivientes, a base de cuyo porcentaje asignó la fauna al Plioceno. VÁLIDO GOBERNADOR, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Barinas. Referencias: PIERCE (1960) publicó por primera vez al nombre Gobernador, para designar las areniscas del Eoceno temprano en la cuenca de Barinas. VON DER OSTEN (1966) describió detalladamente a la formación en el campo Sinco de Barinas. SCHUBERT (1968) describió los afloramientos de Gobernador en la región de Barinitas-Santo Domingo, y FEO-CODECIDO (1972), su desarrollo a través de toda la cuenca, publicando mapas estructurales e isópacas regionales. CAMPOS (1977) resumió los datos sobre Gobernador en el área del río Santo Domingo, y propuso el nombre El Santuario para areniscas y calizas equivalentes, en el río Boconó. KISER (1989) resumió la información disponible sobre el desarrollo regional de Gobernador y sus relaciones estratigráficas con áreas adyacentes. 445 Durante años, la equivalencia entre las secuencias Gobernador-Pagüey de la cuenca Barinas y Misoa-Paují de la cuenca Maracaibo, fue puesto en duda debido al uso casi exclusivo de foraminíferos bentónicos para la determinación de edades eocenas en Barinas. Así que la literatura de ambas nomenclaturas, abunda en el uso indiscriminado en Barinas, como muestran QUARFOTH y CAUDRI (1961): Misoa-Paují; SVIP (1963): Misoa (Gobernador)-Paují; KISER (1967): Gobernador-Paují; ZAMBRANO (1968): Misoa-Paují; FURRER (1971) demostró en forma inequívoca la equivalencia litobioestratigráfica entre las dos secuencias, basado en estudios de los foraminíferos planctónicos de las lutitas Pagüey y Paují. Localidad tipo: PIERCE (op. cit.), estableció la sección tipo en el cerro El Gobernador, al oeste del río Calderas y del pueblo del mismo nombre en la parte norte del distrito Obispo, estado Barinas. (Hoja N° 6141, escala: 1:100.000, Cartografía Nacional.) VON DER OSTEN (1966) designó al pozo Sinco-4, como la sección tipo del campo Sinco, en Barinas. SCHUBERT (1968) menciona buenas secciones en el río Santo Domingo y las quebradas Bellaca y Arandia. KISER (1989) se refiere a la excelente sección del río Bumbúm. Extensión geográfica: Según KISER (op. cit.), la Formación Gobernador aflora esporádicamente a lo largo del piedemonte andino, desde el río Boconó, hasta el río Acequia; ha sido penetrada en casi todos los pozos de la parte central y noreste de la cuenca de Barinas, desde el área Lechozote-Calzada, donde se confunde con la Formación Cobre, hasta Guanarito y al sur, hasta el río Apure; su extensión hacia el suroeste, en el piedemonte andino, es dudosa por falta de afloramientos a pesar de que menciona secciones asignadas a Gobernador en el río Bumbúm y la quebrada Batatal del río Caparo. No está presente en las áreas de Burgua, Cutufito y Guafita. Descripción litológica: La Formación Gobernador comprende los clásticos basales, depositadas discordantemente encima del Cretácico, por la transgresión marina que se inició en la cuenca de Barinas en el Eoceno medio. PIERCE (op. cit.) describe a la formación con 80% de areniscas cuarzosas, a veces cuarcíticas, friables a bien endurecidas, color gris claro a pardo, manchadas por óxido de hierro cuando están meteorizadas, localmente conglomeráticas, en capas de espesor medio a grueso y con estratificación cruzada. Tienen un 20% de intercalaciones de limolitas en colores claros y laminaciones lutíticas carbonáceas gris oscuro a gris azulado. VON DER OSTEN (op. cit.) dividió la formación en cuatro miembros, E-1 a E-4 en orden descendente, cada miembro con características litológicas y eléctricas distintivas. Schubert (op. cit.) describe la Formación Gobernador del área de Santo Domingo, como capas macizas muy espesas de arenisca localmente conglomeráticas, de colores gris oscuro, negro, marrón o rosado, de grano fino a grueso, redondeado a subredondeado, generalmente de cuarzo lechoso, con óxido de hierro intersticial. PIERCE (op. cit.) considera que Gobernador fue depositada en aguas salobres, cercanas a la playa y VON DER OSTEN (op. cit.) la describe como los sedimentos basales de la transgresión eocena que traslapan estratos más antiguos. Se refiere al miembro E-1 como areniscas de playa. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) la califican como de ambiente 446 litoral transgresivo. KISER (op. cit.) describe a la formación como clásticos basales de la transgresión marina en aguas salobres y someras, cerca de la playa, en la zona de inundación de mareas; predominan las barras playeras, intercaladas con breves períodos de laguna o pantano; hacia el sur, se hace más continental, llegando al ambiente de llanura deltáica. FIGUEROA y HERNÁNDEZ (1991) interpretan un ambiente de plataforma para el Gobernador del pozo Guarumen-1S. Los icnofósiles encontrados indican un ambiente de barras submarinas en una plataforma subsidente (KISER, 1997). La presencia de Haplophagmoides sp. y Amphistegina sp., sugieren un ambiente de plataforma interna a costero; en una muestra se identificaron a Nummulites spp., Ammobaculites spp. Y Bathysiphon sp., que indican un ambiente de talud superior a medio, con fuerte influencia de plataforma OSUNA (1994) en KISER, 1997. Espesor: PIERCE (op. cit.) midió unos 300 m de Gobernador en la sección tipo, 320 m en la cercana quebrada Bellaca y 450 m en el río Boconó; SCHUBERT (op. cit.) reporta espesores variables de 90 m a 369 m en el área Barinitas-Santo Domingo y CAMPOS (op. cit.) describió 100 m en el cerro Azul, 300 m al norte de Masparrito y unos 575 m de su equivalente Formación El Santuario del área del río Boconó. Desde un espesor de 76 m en el área de los pozos Conso, Gobernador, se acuña erosionalmente en los pozos de Guanarito, hasta desaparecer contra el flanco suroeste del arco de El Baúl. Se adelgaza ligeramente sobre el arco de Mérida, y aumenta nuevamente hacia el suroeste, hasta confundirse con la Formación Cobre. KISER (1989) menciona 243 m medidos en el río Bumbúm y 252 m en la quebrada Batatal del rio Caparo; FEO-CODECIDO (1972) muestra los límites erosionados aproximados del Eoceno total (Gobernador + Pagüey) a lo largo del río Apure pero incluye la Formación Cobre en su máximo espesor de Gobernador, en los pozos del área Socopó. AGUASUELOS (en KISER, 1997) midió 140 m en el río Santo Domingo, 150 m en el río Calderas y 300 m en la quebrada Arandia. Relaciones de campo: La Formación Gobernador descansa discordantemente sobre el Cretácico. El contacto con la suprayacente Formación Masparrito es normal y transicional; en la ausencia de las calizas de Masparrito, o donde las calizas pasan lateralmente a areniscas, el contacto de Gobernador con las lutitas de Pagüey es transicional. Hacia el suroeste del área Lechozote-Calzada, las areniscas de Gobernador se confunden con las areniscas masivas de la Formación Cobre, facies lateral de la lutita Pagüey-Gobernador. Al sureste, en el campo Mingo, la formación pasa a las lutitas basales de Pagüey. Fósiles: PIERCE (op. cit.) menciona Halymenites en las areniscas y faunas prolíficas en las lutitas de Gobernador. Menciona ocasionales foraminíferos arenosos como Ammobaculites y Haplophragmoides. VON DER OSTEN (op, cit.) menciona muchos fósiles bien conservados, sin identificarlos. FEO-CODECIDO (op. cit., 1972) reporta Ammobaculites, Trochammina y Ammotium, además de algunas formas calcáreas del tope de la formación, como Lepidocyclina pustulosa, Operculinoides nummulitiformis y O. cf. jacksonensis. Edad: Se le asigna, una edad de Eoceno medio, basada en su relación estratigráfica transicional, debajo de las formaciones Masparrito y Pagüey, cuyas edades están firmemente establecidas por FURRER (op. cit.) como Eoceno medio (Masparrito) y Eoceno medio superior(Pagüey), Zona Orbulinoides beckmanni (Particulasphaera 447 mexicana). KISER (op. cit.) coloca en Guanarito, a Pagüey en el Eoceno medio inferior a superior, zonas Globigerinatheka kugleri y Truncorotaioides rohri. ARNSTEIN, en OSUNA (1994), identificó en muestras de la quebrada Bellaca, la microfauna Acarinina bubrooki y Acarinina sp., que indican una edad Eoceno medio. En ese mismo estudio DI GIANNI identificó las especies de nannoplancton calcáreo Chiasmolithus conseuetus y Reticulofenestra umbilica, zonas NP-16/NP-19, del Eoceno medio a tardío. Estos son los primeras fósiles reportados de la Formación Gobernador que determinan la edad Eoceno medio de la unidad. Correlación: La Formación Gobernador se correlaciona lito y bioestratigráficamente, con la Formación Misoa de la cuenca de Maracaibo. Se correlaciona directamente con la parte basal de la Formación Cobre de la parte suroeste de la cuenca de Barinas y litoestratigráficamente, con parte de la Formación Mirador del suroeste de la cuenca de Maracaibo y la depresión del Táchira, CAMPOS (1977) la correlaciona con la Formación río Guache superior, al este de río Boconó y correlaciona directamente a Gobernador y Masparrito con su Formación El Santuario y con la parte superior de la Formación río Guache. Importancia económica: Las areniscas de Gobernador son segundas en importancia, después del Cretácico, como productoras de petróleo en el área mayor de Sinco-Silvestre. Sinonimia: FEO-CODECIDO (op. cit.) discutió ampliamente los sinónimos inadecuados de Gobernador, citando a Curito, Curitos, Corritos, Curritos, Escuque, Mirador y Misoa. PIERCE (op. cit.) mencionó, además, el uso previo indebido del nombre El Gobernador. INFORMAL GRAN ROQUE, COMPLEJO META-ÍGNEO DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Dependencias Federales (Archipiélago de Los Roques) Referencias: En 1898, SIEVERS publicó una primera recopilación de los estudios geológicos realizados en la isla de Gran Roque hasta esa fecha. Menciona la colección de rocas recogidas por el naturalista LUDWIG en 1885, y que fue posteriormente analizada petrográficamente por BERGT. RUTTEN (1931-1940) reexaminó las muestras de esta colección, publicando descripciones petrográficas más detalladas, y sugiere una edad Cretácico tardío. En 1938, ROST realizó un reconocimiento geológico más a fondo de la isla, describiendo de nuevo el cuerpo rocoso principal. En ese mismo año, AGUERREVERE y LÓPEZ en su estudio sobre la isla incluyen un mapa geológico detallado. SCHUBERT y MOTICSKA (1972) actualizan y amplian la geología de la porción ígnea de la isla, publicando detalladas descripciones petrográficas y, finalmente, SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), determinaron la edad radiométrica de las rocas cristalinas (Cretácico tardío). 448 Localidad tipo: Cerros Occidental, Central y Oriental, de la isla de Gran Roque, archipiélago de Los Roques, dependencias federales. Descripción litológica: El complejo meta-ígneo de Gran Roque, lo conforman tres pequeños cerros, localizados en el sector norte y noroccidental de la isla. El cerro Occidental esté casi enteramente constituido por un meta-lamprófiro los cerros Central y Oriental son de meta-diabasa. Los tres cerros presentan pequeñas intrusiones de diorita cuarcífera, diques de aplitas y de pegmatitas gráficas. Además, se describe un dique de metalava andesítica. El meta-lamprófiro (variedad espesartita) es una roca de grano grueso, equigranular, masiva y de color gris oscuro. AGUERREVERE y LÓPEZ (1938) la denominaban gabro hornabléndico. La metadiabasa, variedad toleítica, es de grano muy fino, equigranular, masiva, densa y de color gris oscuro. La diorita cuarcífera es de grano grueso, equigranular, masiva y de color variable de blanco a gris oscuro, de acuerdo a su contenido de máficos; ocasionalmente, lleva incluidos xenolitos de la metadiabasa. Las aplitas son de composición granítica alcalina a subalcalina, e intrusionan todas las rocas descritas, formando diques de hasta 1 m de espesor. Se hallan asociadas a las pegmatitas gráficas, que a su vez forman diques de hasta 1 m de espesor. La alteración sufrida por las dos rocas más prominentes (metadiabasa y meta-lamprófiro), es probablemente del tipo de alteración deuterica (autometamorfismo). Le es además característico, el intenso diaclasado y la formación de un sistema de fallas sub-paralelas con rumbo N70-E80. Ambiente tectónico y petrogénesis: SIEVERS (1898) considera a Gran Roque, como resto de un macizo cristalino esquistoso, con un cuerpo de rocas eruptivas. AGUERREVE y LÓPEZ (1938) piensan que este complejo intrusionó la serie metamórfica del Grupo Caracas. Relaciones de campo: El complejo de Gran Roque, es el único cuerpo de roca cristalina presente en el archipiélago de Los Roques. Se halla rodeado de rocas sedimentarias recientes, entre ellas, rocas de playa y terrazas, compuestas por conglomerados de metadiabasas, metalamprófiros y fragmentos de coral, cementados con material calcáreo. Las dimensiones del complejo son aproximadamente 2,5 km de largo por 350 m, en su parte más ancha. Edad: SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) determinan una edad radiométrica por el método K/Ar de 65 ± 3,6 a 66 ± 5 Ma, analizando sólo las dioritas cuarcíferas y una pegmatita. Correlación: SIEVERS (1898) cita a LUDWIG, quien correlaciona las rocas de este complejo con rocas de Santo Domingo y Bonaire. RUTTEN (1931 y 1940) hizo énfasis en la relación con las rocas de Aruba, Curazao y Bonaire. INVÁLIDO GREENSAND, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno?) 449 Estado Anzoátegui. Este término de construcción inapropiada fue empleado por ROSALES (1960) como subdivisión de la Formación Vidoño. Se considera como inválido por su designación y definición deficientes. INVÁLIDO GREEN, SERIE (Formación Verde) CENOZOICO (Terciario) Estado Monagas. Este término de construcción inapropiada fue utilizado por REGAN (1938-a, b) para designar ciertas capas en el subsuelo del campo petrolífero de Quiriquire. SALVADOR (1964-b) señaló que se trata de un término inválido, sinónimo en parte de la Formación Caratas y en parte, de la Formación Morichito. VÁLIDO GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE MESOZOICO (Jurásico temprano) Estado Cojedes. MARTÍN (1961) introdujo este nombre, para designar un conjunto de rocas volcánicas estratificadas compuesto por coladas de lavas, tobas, brechas y aglomerados de flujo, areniscas tobáceas y conglomerados expuestos en la fila de Guacamayas, parte occidental del macizo de El Baúl y en la Fila de El Corcovado, y en los cerros Segoviera, Mendozera y Tovaleña. Estas unidades habían sido descritas anteriormente por LIDDLE (1946), como pórfido de andesita o augita, por BUCHER (1952), como flujos de basalto y andesita, aglomerados de lavas básicas y aún riolitas y por FEO-CODECIDO (1955) como riolitas y traquitas porfídicas, con posibles asociaciones básicas. De acuerdo a su litología, las rocas han sido agrupadas en dos formaciones, que de más viejas a más jóvenes, son: a) Formación Riolítica Teresén, compuesta por coladas de lavas riolíticas intercaladas con tobas de ceniza, aglomerados y areniscas tobáceas, cuyas relaciones estratigráficas permiten separar tres episodios volcánicos con sus equivalentes piroclásticos, que de abajo a arriba, son: Miembro Corcovado, Miembro Tirado y Miembro La Bandola; b) Formación Latita Cuarcífera El Peñón, compuesta por una secuencia de coladas de lavas latíticas porfídicas, felsíticas y densas, tobas y flujos vítreos que culminan en una espesa acumulación de tobas y aglomerados; se le subdivide en dos miembros El Oso y La Segoviera, que son transicionales entre sí. El grupo tiene un espesor mínimo de 450 m, medido en secciones incompletas. Su contacto inferior es discordante o de falla con la Formación Cañaote del Grupo El Barbasco, y se desconoce su tope, ya que no hay vestigios de sedimentos suprayacentes. MACDONALD y OPDYKE (1974) obtuvieron una 450 edad K/Ar en roca total de 192 ± 3,8 y 195 ± 3,9 Ma lo cual ubica la edad de este grupo, en el Jurásico inferior. MARTÍN BELLIZZIA (1961) considera que el volcanismo de Guacamayas es post-orogénico y fisural, parcialmente subacuático, y que no se halla asociado en tiempo y tectonismo con el plutonismo granítico de El Baúl. VÁLIDO GUACURIPIA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: Esta unidad fue descrita originalmente por MORRISON (1953) con el nombre de "Mármol Dolomítico" para designar la unidad de mármol dolomítico expuesta en las colinas, con rumbo este-oeste, que incluyen los cerros Pando, Lindero, Jiménez, Hacha y Guacuripia, estado Bolívar. Más tarde, el mismo autor (1956), se refiere a la misma unidad con el nombre de Formación Guacuripia. Localidad tipo: Acantilado al este del Cerro Hacha, Municipio Foráneo El Palmar, estado Bolívar. Hoja N° 7739, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: A lo largo de la cadena de colinas este-oeste que incluye los cerros Pando, Lindero, Jiménez, Hacha y Guacuripia, desde el río Curipiaima cerca del poblado de El Palmar, en dirección oeste hasta unos 3 km; del cerro Peluca, situado unos 20 km al este de Upata. Descripción litológica: La formación consiste de mármol dolomítico de color, textura y composición muy uniforme en toda su zona conocida de afloramientos, característica que indica la pureza de la roca. Según MARTÍN BELLIZZIA (1953), la roca totalmente recristalizada, es de color gris azulado claro a medio y brillo perlino; al microscopio exhibe textura granoblástica gruesa, bien definida, con cristales de calcita en agregados gruesos (10%) y dolomita como mineral dominante (85%), en cristales euhedrales y subhedrales con lamellas de maclación bien desarrolladas; como minerales accesorios se presentan forsterita, flogopita, actinolita, tremolita y muscovita (3%); la forsterita y tremolitaactinolita, no obstante sucarácter accesorio, localmente sobrepasan el 10% de la roca. La meteorización produce óxido de hierro y manganeso. Relaciones de campo: La unidad infrayace a esquistos hornabléndicos; el contacto se observó en varios pozos de prospección en el Cerro Hacha, sin angularidad ni gradación entre dolomita y esquistos, lo cual sugiere una posible discordancia paralela. No se ha observado el contacto inferior, pero las relaciones estructurales y estratigráficas en las inmediaciones de los cerros Hacha y Guacuripia, indican un buzamiento abrupto de la foliación del gneis infrayacente, en contraste con la foliación horizontal tal del mármol, por lo cual se presume un contacto discordante entre ambos, según DROVENIK et al (1967). 451 Espesor: Se desconoce el espesor total. Según MORRISON (1953), la sección mejor expuesta aflora en el extremo este del cerro Hacha en un farallón de 60 m; sin embargo, en el río Guanaraparo se han medido unos 85 m de espesor. Edad: Precámbrico inferior, a base de la inclusión de la formación en la sección de Imataca por MORRISON (1.953) y DROVENIK et al. (1967). Correlación: No se han establecido correlaciones entre la Formación Guacuripia y otras unidades del Escudo de Guayana. Importancia económica: El mármol dolomítico tiene utilidad como fundente en la industria del acero, principalmente en la fabricación de ferrosilicio y ferromanganeso. INVÁLIDO GUACHARACA, ARENAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno?-Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre informal, mencionado por SUTER (1947), se refiere a la Formación Guacharaca de uso actual. Véase: GUACHARACA, FORMACIÓN. VÁLIDO GUACHARACA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario; Oligoceno) Estado Falcón Referencias: La referencia original se debe a SUTER (1947), quien menciona brevemente una unidad con ese nombre en el subsuelo del campo Mene de Acosta, discordantemente por encima de las Lutitas de Cerro Misión y concordantemente por debajo de las Arenas de El Salto. RENZ (1948) menciona que la Formación Guacharaca aflora parcialmente en el flanco sur del alto estructural del mismo nombre. RENZ (en LEV 1956) menciona lentes de caliza con orbitoides "del tipo de cerro Campana en la parte inferior de la formación, en el alto de Guacharaca. BLOW (1959) le asigna una edad Oligoceno, que en el tope llega a la parte inicial del Mioceno. WHEELER (1960) menciona una subdivisión en tres miembros, efectuada por la North Venezuelan Petroleum en el flanco norte del alto de Guacharaca: el miembro inferior, de intercalaciones de lutitas con arenisca, denominado La Danta, corresponde en nombre a las Arenas de Guayaval- La Danta de SUTER (1947), pero en posición estratigráfica muy distinta, por lo cual debe considerarse un término inválido; el 452 miembro intermedio, margas de Tucurere; el miembro superior, arcillas de Cotiza, con algunas delgadas intercalaciones de areniscas y limolitas. Al sur de la estructura de Guacharaca, la North Venezuelan Petroleum reconoce solamente La Danta y el autor discute ampliamente este hecho, sin llegar a ninguna conclusión. WHEELER (1963) no hace mención a los tres miembros y asoma el estado de confusión existente acerca de la definición y alcances de la Formación Guacharaca, pese a lo cual en el LEV (1970) se incluyen los miembros anteriores como válidos. WHEELER (1963) sugiere que el contacto entre las formaciones Cerro Misión y Guacharaca se coloque por encima de las calizas orbitoidales y discute el problema del contacto superior de la formación con el Miembro El Salto de la Formación San Lorenzo, llegando a la conclusión de que este es probablemente discordante. DÍAZ GAMERO (1985b) excluye las calizas con orbitoides de la formación y propone incluir la Formación Guacharaca dentro del Grupo Agua Salada, ya que es litológicamente muy similar y, así definido, el grupo constituye un solo ciclo sedimentario entre dos discordancias. DEL OLLO, et al. (1994) incluyen información sobre la geoquímica orgánica de las rocas de esta formación. Localidad tipo: En el flanco sur del alto estructural de Guacharaca, unos 10 Km al nortenoroeste de la estación trigonométrica de Pozón, distrito Acosta, estado Falcón (RENZ, 1948). (Hoja No. 6449, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: En la descripción original SUTER (1947), menciona que la unidad contiene areniscas glauconíticas en su parte superior, dispuestas en capas delgadas (1,5 a 6,5 m), que denomina Arenas de Guayaval-La Danta. En el subsuelo de Mene de Acosta, la formación consiste de una secuencia de lutitas calcáreas y no calcáreas y lutitas limolíticas, con capas ocasionales de areniscas en su parte superior (RENZ, 1948). WHEELER (1960) menciona que, al norte del alto de Guacharaca la formación consiste, de base a tope, de lutitas y arcillas con frecuentes interestratificaciones de capas delgadas de areniscas de grano fino (Miembro La Danta), seguidas de margas (Miembro Tucurere) y arcillas (Miembro Cotiza). Al sur de la estructura, se reconoce solamente la unidad inferior, La Danta. En la parte norte de la subcuenca de Agua Salada, DÍAZ DE GAMERO (1985b) no puede discriminar, en base a criterios litológicos, la Formación Guacharaca en ausencia del Miembro El Salto de la Formación San Lorenzo, por ser enteramente lutítica, con un intervalo intermedio de lutitas calcáreas que seguramente corresponde al Miembro Tucurere de WHEELER (1960). Espesor: 235 a 250 m en el subsuelo de Mene de Acosta (RENZ, 1948); 1.200 mal sur de Mirimire y 250 m en el flanco sur del alto de Guacharaca (WHEELER, 1960). Extensión geográfica: En Falcón oriental en el alto de Guacharaca, campo de Mene de Acosta y alrededores, aunque WHEELER (1960) la menciona al sur de Mirimire. Relaciones de campo: Las relaciones estratigráficas según RENZ (1948) son de concordancia, tanto en su base como en su tope. De acuerdo a WHEELER (1960, 1963), el contacto inferior es de discordancia con la Formación Cerro Misión, del Eoceno, aunque esta relación no es evidente en campo. WHEELER (1960, 1963) presenta dos modelos 453 estratigráficos para el contacto superior, uno con contacto concordante y otro discordante, concluyendo que el problema necesita más estudios. Fósiles: RENZ (1948) estudia la microfauna de los 81 m superiores de la formación, los cuales están incluidos en su Zona de "Uvigerinella" sparsicostata, que continúa hacia arriba hasta el Miembro El Salto y parte del Miembro Menecito de la Formación San Lorenzo. El autor no separa la microfauna correspondiente a la formación, dentro de la mencionada zona. BLOW (1959) estudia los foraminíferos planctónicos de la parte superior, a fin de establecer la edad del contacto con la Formación San Lorenzo, suprayacente. Edad: BLOW (1959) considera la Formación Guacharaca como de edad Oligoceno, llegando hasta el inicio del Mioceno, Zona de Globorotalia Kugleri, con base a foraminíferos planctónicos. WHEELER (1963) la considera enteramente oligocena. Correlación: WHEELER (1960) correlaciona la Formación Guacharaca con las formaciones El Paraíso y Pecaya de Falcón central, en lo que coincide DÍAZ DE GAMERO (1985b); se correlaciona así mismo con las formaciones Churuguara, y Casupal del borde sur de la cuenca. Geoquímica: DEL OLLO, et al. (1994) mencionan que los bitúmenes de la Formación Guacharaca se correlacionan con menes del área de Pozón utilizando marcadores biológicos. Los mismos autores encuentran que los menes ubicados en la subcuenca de Agua Salada presentan una distribución de marcadores biológicos similar a la de crudos y menes de Falcón occidental, a pesar de la enorme diferencia en los ambientes deposicionales entre ambas áreas. Así, los análisis de CG y CG-EM indican que los crudos y menes en la cuenca, al igual que lo bitúmenes del Grupo Agua Salada, fueron originados de materia orgánica derivada de una mezcla de material marino y terrestre sedimentada en un ambiente transicional con influencia de desarrollos deltaicos. Véanse: AGUA SALADA, GRUPO; AGUA SALADA, FORMACIÓN COTIZA, MIEMBRO; TUCURERE, MIEMBRO y LA DANTA, MIEMBRO. INVÁLIDO GUÁCHARO, MIEMBRO (Formación Chimana) MOSOZOICO (Cretácico) Estado Monagas. GARNER (1926, p. 679) mencionó la "caliza de Guácharo", presumiblemente refiriéndose a las rocas que forman la famosa Cueva del Guácharo cerca de Caripe, en Monagas septentrional. ROD y MAYNC (1954) emplearon nuevamente el nombre para designar el miembro central de la Formación Chimana. ROSALES (1959, 1960) y SALVADOR (1964-b) señalaron la imposibilidad de cartografiar las calizas individuales de las 454 formaciones El Cantil y Chimana; en consecuencia recomendaron la eliminación del nombre Guácharo en sentido estratigráfico, excepto como término muy local. INFORMAL GUAFITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) Estado Apure. Referencias: ORTEGA et al. (1987), publicaron el término Formación Guafita, para referirse a una secuencia, comprendida entre dos discordancias mayores del área de los campos petroleros Guafita y La Victoria, estado Apure. MONROY y VAN ERVE (1988) reportaron sobre la palinoestratigrafia del subsuelo de Apure, y KISER (1989-a) revisó las relaciones estratigráficas de la cuenca de Barinas-Apure y áreas adyacentes. KISER (1989b) consideró la extensión de la formación hacia el este, en la parte central y sureste de la cuenca de Barinas, lo cual fue confirmado por CABRERA (1995) con base a estudios de sismo y bioestratigrafía. MONROY y CABRERA (1997) la consideran sinónimo de la Formación Carbonera. La localidad tipo se encuentra en el intervalo desde 1835 a 2358 m en el pozo Guafita-2X (GF-2X), situado a 6,2 km. al norte del río Arauca y a 10 km. al oeste del postadero Naval de la isla de Guardulio, distrito Páez, municipio Amparo, estado Apure. Como sección de referencia se han seleccionado los pozos GF-1X, intervalo desde 1859 a 2355 m y el pozo GF-5X, intervalo desde 1846 a 2265 m, todos pertenecientes al campo petrolero Guafita. La Formación Guafita se compone de una alternancia de areniscas, arenas, wacas cuarzosas y arcósicas, lutitas, arcilitas, limolitas y algunas capas delgadas de lignito. En los campos Guafita y La Victoria, se pueden reconocer dos miembros. El Miembro Arauca (inferior) está compuesto de un 75% de arenas, areniscas (wacas cuarcíticas y arcósicas) de color gris claro, pardo, lechoso a traslúcido, matriz arcillosa-caolinítica, comúnmente con pirita, nódulos de hematita y esferulitas de siderita, frecuentemente con restos de plantas, escasos bioclastos de foraminíferos, bivalvos, algas y restos de peces. Las limolitas representan el 20% del miembro. Las lutitas son de color gris claro, gris oscuro a negro, laminares a masivas, bien estratificadas, con abundantes concreciones de pirita y esferulitas de siderita, restos de plantas, palinomorfos y escasa fauna bentónica. Las lutitas representan entre el 5 al 10% de la unidad. En la base del miembro, se observan capas delgadas y aisladas de caliza tipo packstone de oncolitos. Las arenas y areniscas del Miembro Arauca presentan abundantes estructuras sedimentarias primarias, tales como estratificación paralela, cruzada, festoneadas, ondulada lenticular, rizaduras, estructuras de carga, derrumbe y deslizamiento, bioturbaciones y biohoradaciones, especialmente de las icnofacies de los Skolitos y Glossifungites. El Miembro Guardulio (superior), está representado por un 40% de lutitas, gris oscuro a verdoso, ocasionalmente moteadas de óxido de hierro, masivas a laminares, con abundantes restos de plantas y otra flora, concreciones hematíticas y esferulitas de siderita; localmente 455 nódulos de pirita y glauconita. Las lutitas generalmente gradan a lutitas carbonosas y lignitos. Las arcilitas representan el 40%, generalmente abigarradas y manchadas de óxido de hierro; además, se presentan verdosas y blanquecinas (caoliníticas), mal compactadas, plásticas, con fragmentos aislados de ftanita y wacas cuarzosas, representan entre el 10 a 20% del miembro, de color gris, gris claro a blanquecinas, con matriz arcillosa-caolinítica, con concreciones de hematita, esferulitas de siderita y escasos nódulos de glauconita. El espesor de la Formación Guafita ha sido medido en el pozo GF-2X, en 523 m. En este pozo, el Miembro Arauca alcanza 108 m y el Miembro Guardulio 415 m. Hacia el este de la región de Apure, la unidad alcanza más de 640 m, en los pozos GF-8X, Caño Muñoz-1X, Guasdualito-1X, Apure-2 y otros. Hacia el centro del campo Guafita en el pozo GF-1X, el espesor de la formación alcanza 496 m, de los cuales, el Miembro Arauca tiene 61 m. Las areniscas, lutitas y arcilitas de la Formación Guafita, contienen una fauna no diagnóstica de edad, principalmente de foraminíferos bentónicos como Miliammina fusca, M. petila, M cf. telemaquensis, Ammobaculites cf., straternensis, A. dilatatus, Ammobaculites spp., Trochammina sp., Textularia spp., Reophax sp, Ammodiscus sp, Sacammina sp., Florilus mcostiferum, E. grateloupi, Hanzawaia concéntrica y Bolivina sp. El Miembro Arauca contiene palinomorfos correspondientes a la zona 25, Magnastriatites grandiosus-Cicatricosisporites dorogensis. El Miembro Guardulio se caracteriza por la zona 26 Verrutricolporites rotundiporis (tipo A) y la zona 27 Echitricolporites (sp. A) Psiladiporites minimus. Algunas de las especies del conjunto son Laevigatosporites sp., Mauritidites franciscoi, Perisyncolporites pokornyi y Polipodiisporites usmensis según MULLER et al. (1985, en ORTEGA et al. 1987). Con base a su abundante flora, a la Formación Guafita se le asigna una edad Oligoceno a Mioceno temprano. Sin embargo, por evidencias palinológicas encontradas en los campos Caño Limón-La Yuca-Mata Negra de la cuenca de Los Llanos de Colombia, y en algunos pozos exploratorios al norte de los campos productores de la cuenca de Barinas. KISER (1989) restringe el Miembro Arauca al Oligoceno-Eoceno tardío, y el Miembro Guardulio al Mioceno temprano. El ambiente de sedimentación de la Formación Guafita, se caracteriza por un complejo de canales distributarios activos y abandonados, abanicos de rotura, bahías y llanuras interdistributarias, canales de mareas y marismas (pantanoso-costeras), propios de un sistema deltaico constructivo de llanura baja progradante, basado en la presencia de fauna diversificada, restos de plantas, icnofauna y por la abundancia de flora. Los dos miembros son transgresivos, siendo el inferior más litoral y el superior más marino. ORTEGA et al. (1987) comentan los análisis geoquímicos de la formación: el Miembro Arauca contiene materia orgánica predominantemente terrestre (Tipo III) y algo de materia amorfa de origen marino. El COT del Miembro Arauca oscila entre 0,1 y 3,2 % con kerógenos (vitrinita yinertinita) tipos II y III. El kerógeno (solamente exinita) del Miembro Guardulio es más marino y más abundante (0,1 a 5,5%). 456 Las arenitas y wacas cuarzosas de la Formación Guafita, constituyen excelentes rocas recipientes de hidrocarburos livianos en el campo Guafita de la región de Apure, y los campos del complejo Caño Limón - La Yuca - Mata Negra. Véase: CARBONERA, FORMACIÓN INFORMAL GUAHARIBOS, "FACIES" (Formación Roraima) PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Este nombre fue empleado por SELLIER DE CIVRIEUX (1966) para designar de manera informal, una de dos litofacies que distinguen en los conglomerados basales de la Formación Roraima, a base de la composición de los clastos. El término proviene de la localidad tipo, tipo en las faldas meridionales del pico Tukúi y otras elevaciones que forman la sierra de Guaharibos, escasos kilómetros al noreste del raudal del mismo nombre en el alto río Orinoco, estado Amazonas, en los límites de los Municipios Atabapo y Río Negro. El autor describió un espesor de 10 a 16 m de conglomerado de peñas redondeadas con diámetros de 5 a 7 cm, guijas y guijarros derivados en un 6% de cuarcitas macizas duras rosadas y blancas, a veces sericíticas, muy levemente metamorfizadas, y en un 35% de cuarzo microcristalino de veta, en una matriz cuarcítica muy dura y maciza, de color crema a rosada; hay ausencia total de clastos ígneos o gnéisicos. El conglomerado infrayace concordantemente a areniscas macizas duras y silicificadas; su contacto inferior no aflora, pero se presume suprayacente a la Formación Esmeralda. En el área de Platanal, unos 40 kilómetros aguas abajo del salto Guaharibos, MARTÍNEZ et al. (1992) señalaron que la secuencia meta-sedimentaria está representada por meta-areniscas blancas, de grano fino, constituidas por cuarzo y muscovita, apreciándose también cuarcitas cizalladas, tectonizadas, blancas con tono rosado y de grano muy fino. Unos 30 kilómetros aguas arriba del salto, los mismos autores señalan que estas cuarcitas y meta-areniscas están en contacto con esquisto clorítico epidótico, gris verdoso, de grano fino, moderadamente alterado. INVÁLIDO GUAIDIMA, ARENAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre informal fue empleado por MENCHER et al., (1951, Cuadro de Correlación) para designar la Formación Ojo de Agua de uso actual. Véase: OJO DE AGUA, FORMACIÓN. 457 INVÁLIDO GUAIDIMA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue mencionado por RENZ (1956, LEV, 1956) como sinónimo de la Caliza de Capadare. Véanse: CAPADARE, CALIZA DE; CAUJARAO, FORMACIÓN. INVÁLIDO "GUAIGUAZA", ARCILLA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Carabobo. Este término de ortografía errónea fue empleado por WEISBORD (1964-a) para designar la Arcilla de Goaiguaza. Véase: GOAIGUAZA, ARCILLA DE. VÁLIDO GUÁIMAROS, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico: Aptiense tardío) Estado Mérida. El nombre original de Formación Lutita de Guáimaros, fue propuesto por RENZ (1959), para designar una unidad litoestratigráfica de gran distribución y relativamente delgada, por encima del Miembro Tibú de la Formación Apón. Anteriormente, RENZ (1956) le había aplicado el nombre informal de Shale Break. SALVADOR (1961-b) no le asignó rango formal, aunque reconoció su utilidad como capa guía. FORD y HOUBOLT (1963) también la consideraron como una capa guía de importancia regional y hacen referencia a que fue comparada por RENZ (op. cit.) con el miembro medio de Apón, de ROD y MAYNC (1954), en Perijá, y es equivalente, con un intervalo lutítico de SMITH (1951) Shale Break para el área de Maracaibo. La sección tipo está situada en el valle del río Chama, cerca de la hacienda Los Guáimaros, 2,5 km al suroeste de Ejido, estado Mérida. Otras secciones de referencia son: en Táchira, en el valle del río Uribante y entre La Grita y Seboruco; en Mérida, en las cabeceras del río González, 12 km al noroeste de Mérida y en el flanco suroeste del sinclinal de San Jacinto, 458 6 km al este de Trujillo. Se encuentra por todos Los Andes. Hacia el suroeste se puede reconocer hasta la Concesión Barco, en Colombia, donde forma parte de la base del Miembro Mercedes. Hacia el noreste, posiblemente está ausente sobre el arco de Mérida y continúa hacia Trujillo y Lara, donde su diferenciación es más difícil. Hacia la plataforma de Maracaibo, se reconoce en los perfiles eléctricos de pozos en las regiones de Alpuf, La Paz y lago de Maracaibo. Está compuesta principalmente de lutita gris a gris oscuro, limosa, frecuentemente micácea, con abundantes cristales de dolomita a menudo romboédricos; en algunas ocasiones se observan cristales de yeso, nódulos de pirita y pocos fragmentos de fósiles. Hacia la subcuenca de Uribante, GARCÍA JARPA et al., (1980) describen capas delgadas de limolitas, areniscas de grano fino a capas lenticulares de biomicrita. En la parte superior, aparecen calizas grises, parcialmente dolomíticas, que meteorizan a marrón rojizo. Algunas concreciones tipo La Luna dentro de las lutitas, se observan en la carretera Mérida-Jají, semejantes más bien al Miembro Machiques de Perijá. Las calizas varían de mudstone a packstone; son de 1-2 m de espesor y lenticulares, con 5-6 de extensión lateral. En el campo La Paz, SMITH (op. cit.) menciona hacia el tope, areniscas gruesas que gradan a calizas arenosas. Para RENZ (1977) el cambio abrupto de sedimentación indica un levantamiento al sur, que causó un suministro renovado de material terrígeno. Según GARCÍA JARPA et al., (op. cit.), se depositó en lagunas costeras a marina de aguas someras (facies 8 de WILSON). GHOSH y GARCÍA JARPA (1980) dan un ambiente de bancos de arena temporales, confirmado con la presencia de dolomita. La presencia de pirita puede indicar un ambiente reductor, por debajo de la interface interdepositacional. Alcanza 20 m en la sección tipo, según RENZ (1959). USECHE y FIERRO (1972) consideran para el área de Pregonero, un espesor variable entre 40-50 m y GARCÍA JARPA et al., (op. cit.), estiman de 30-35 m que a veces puede desaparecer. QUIJADA y CALDERA (1985) por correlación con pozos vecinos, le asignan un espesor de 6-8 m. Se encuentra por encima de las calizas del Miembro Tibú, y debajo de las areniscas de la Formación Aguardiente. El intervalo de lutitas se encuentra en o cerca del contacto ApónAguardiente. Hacia Los Andes de Trujillo y Lara, es difícil de separar del Miembro Tibú, dado el poco espesor de varios niveles de lutitas intercaladas entre las calizas. En el pozo. Zulia 26 D-2 (área de Perijá), la lutita de Guáimaros se reconoce entre los miembros Tibú y Machiques. Se han encontrado ocasionalmente Choffatella decipiens, restos de plantas, entre los que se encuentran más abundante Weischelia, glóbulos diminutos que parecen ser foraminíferos pobremente desarrollados tipo globigerina o calcísferas, escamas de peces y fragmentos de bivalvos rotos, aplastados, del tipo de facies encontrado en el Miembro Tibú, de la subcuenca de Machiques. Por correlación regional, RENZ (1959) la considera de edad Aptiense tardío; MACSOTAY en GARCÍA JARPA et al., (op. cit.) le asigna una edad Albiense tardío-Albiense tardío medio, a las lutitas equivalentes dentro de la Formación Peñas Altas, unidad que abarca desde los clásticos basales hasta la base de la Formación La Luna. Se correlaciona cronoestratigráficamente con el Miembro Machiques de Perijá, con parte del Miembro Mercedes de la Concesión Barco, de la Formación Peñas Altas de GARCÍA JARPA et al., (op. cit.). 459 INFORMAL GUAIQUERA, FORMACIÓN CENOZOICO (Eoceno temprano) Estado Guárico. VIVAS y MACSOTAY (1997) proponen el término de Formación Guaiquera, a la unidad aflorante en el sitio de Guaiquera, ubicado entre La Puerta, al norte y la población de San Juan de Los Morros, al sur, y en el río Guárico, estado Guárico. La sección tipo propuesta originalmente por MENCHER (LEV, 1956), para la Formación Guárico fue modificada por PEIRSON (1966) y es la que propone VIVAS y MACSOTAY (1997) con el nombre de Formación Guaiquera. La localidad tipo se encuentra en los afloramientos que se observan en el curso del río Guárico, al sur del sitio de La Puerta, que corresponden a la parte superior de la redefinida sección tipo de la Formación Guárico de PEIRSON et al., (1966) y que suprayace a la Formación Caramacate en esta misma localidad (tercer hipoestratotipo del Miembro Caramacate de la Formación Guárico de PEIRSON et al., (op cit.). Una sección de referencia puede observarse en un holoestratotipo compuesto por los afloramientos discontinuos que se observan a lo largo de la carretera entre el cuartel Zaraza, sitio de La Guaiquera (al norte) y el monumento a la Bandera, (situado en la redoma, al inicio de la vía hacia los baños termales y la Penitenciaria), en San Juan de Los Morros (al sur). La Formación Guaiquera, solamente aflora en el valle entre los ríos San Juan y Guárico (sector La Guaiquera), inmediatamente al norte de la fila El Aventado-San Juan de Los Morros. Esta unidad litoestratigráfica está constituida por alternancias monótonas y rítmicas de lutitas y areniscas. Las lutitas son gris verdoso, arenáceas y muy micáceas que meteorizan a pardo oscuro. Las areniscas son grauváquicas, parcialmente líticas, de espesores centimétricos a métricos, de color gris verdoso que meteoriza a pardo oscuro y pardo rojizo. Las estructuras sedimentarias observadas son la gradación normal, las laminaciones paralela y cruzada y en la base de algunas capas las estructuras o calcos de carga. Dentro de la alternancia monótona y rítmica se destacan ocasionales niveles lenticulares de hasta 7 m de espesor conformados por diamíctitas oligomícticas con predominio de clastos subredondeados a redondeados (tipo pudinga) y escasos clastos subangulares de volcanitas sin diferenciar y esquistos cuarzo-feldespático-micáceos. El diámetro máximo de los clastos es de 50 cm y los clastos flotan dentro de una matriz pelítico-psammítica muy meteorizada a pardo oscuro y pardo rojizo (VIVAS y MACSOTAY, 1995). Se estima un espesor máximo de 500 m. VIVAS y MACSOTAY (1997) proponen ambiente batial regresivo a plataforma externa. La presencia de conglomerados donde abundan los clastos bien redondeados, producto de meteorización subaérea de las volcanitas de la Napa de Villa de Cura, podrían sugerir que éstas se hallaban emergidas y formando islas para la época de sedimentación de la actual Formación Guaiquera. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. 460 VÁLIDO GUAMACIRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Mioceno medio-Plioceno?) Estado Lara. Referencias: El nombre de Formación Guamacire fue publicado originalmente por BUSHMAN (1959), para designar una secuencia de areniscas, lutitas, margas y calizas que aflora al sur de Barquisimeto, estado Lara. JEFFERSON (1964) descartó el uso de dicho término para los sedimentos que describió en la región Quíbor-Sanare como Formación El Pegón. BUSHMAN (1965) amplió la descripción de la unidad. CAMPOS et al. (1979), la mencionan en la región Sanare-Cabudare. ODREMAN y MEDINA (1984) informan sobre el hallazgo de macro y microfósiles en la formación. Localidad tipo: Quebrada Guamacire, 500 m al sur de su confluencia con el río Claro, a unos 6 km al sur de Barquisimeto, en el límite entre los distritos Iribarren Palavecino, estado Lara. Hoja N° 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: Además de la localidad tipo, la Formación Guamacire aparece al norte y noreste de Yaritagua, entre las quebradas El Pegón y Las Animas. Generalmente ocurre en afloramientos de poca extensión, aunque es posible que haya tenido una distribución mayor en el pasado. Descripción litológica: En la localidad tipo, la formación se compone de areniscas de grano fino, de colores gris claro a gris amarillento claro, calizas limolíticas margas y lutitas arcillosas gris azulado claro. (BUSHMAN, op. cit.). AGUASUELOS (1990, en KISER, 1997) opina que la Formación Guamacire es suficientemente distinta litológicamente de la Formación El Pegón, que se justifica mantener ambos términos formalmente. Guamacire se compone de areniscas, calizas limosas, margas y lutitas, con frecuentes lentes de conglomerados e incluso, en las vías Quíbor-Sanare-Cubiro, secuencias con 10 m de espesor de conglomerados con cantos de hasta 40 cm de diámetro. La Formación Guamacire parece haberse depositado en un ambiente de laguna costera, con cierta influencia de sedimentación continental. El hallazgo de restos de cetáceos indicaría una conexión con el mar abierto. AGUASUELOS (en KISER, 1997) considera que la formación fue sedimentada en ambiente marino marginal a continental-piemontino y lacustre. Espesor: En la localidad tipo, BUSHMAN (op. cit.) indica al menos 100 m de espesor. CAMPOS et al. (op. cit.), coinciden con esta estimación en el área Sarare-Cabudare. Relaciones de campo: En la localidad tipo y en el área al norte y noreste de Yaritagua, la formación yace discordantemente sobre las rocas metamórficas del Grupo Los Cristales, del Cretácico. El contacto superior es con aluviones cuaternarios. 461 Fósiles: BUSHMAN (op. cit.), menciona moldes de gasterópodos, pelecípodos y algas (Charasp.) además de ostrácodos entre los cuales SELLIER DE CIVRIEUX (fide BUSHMAN op. cit.) identificó Cytherella sp. Gomphocythere (?) sp. (o Metacypris (?) sp.) y Clithrocytheridea (?) sp. ODREMAN y RIVAS (1984) informan del hallazgo de foraminíferos planctónicos, entre ellos Globorotalia fohsi, en sedimentos adheridos a los dientes de un cetáceo del orden Odontoceti, colectado por el ROYO y GÓMEZ en la quebrada El Abra, cerca de El Tocuyo. Los citados autores atribuyen esos sedimentos a la Formación Guamacire por sus características litológicas. Edad: La fauna de ostrácodos indica posible edad Mioceno, por otra parte, el hallazgo de Globorotalia fohsi f., corroboraría la edad Mioceno medio. CAMPOS et al. (1979) y STEPHAN (1982) asignan los fósiles mencionados arriba al Mioceno tardío o al Plioceno. Sin embargo, el foraminífero G. fohsi fohsi es fósil guía de la zona del mismo nombre, del Mioceno medio, Sub zonas N-10 y N-11. Correlación: La Formación Guamacire ha sido correlacionada con las formaciones Capadare, y El Pegón Importancia económica: Se utilizan las arcillas caoliníticas en la industria cerámica local. VÁLIDO GUANAPA, FORMACIÓN CUATERNARIO (Pleistoceno) Estado Barinas. Referencias: Los sedimentos que forman esta unidad fueron descritos por LIDDLE (1928) quien indica que ARGABRITE (1924) fue autor del nombre de Barinas "Outwash Apron"; el término Guanapa fue publicado originalmente por MACKENZIE (1937) y su evolución posterior fue tratada por ALBERDING (1965) y PIERCE (1960). Localidad tipo: LIDDLE (1946), no designó una localidad tipo, pero menciona que los abanicos fluviales de Guanare y Barinas (Guanapa) ocupan una faja de 15 km de ancho, desde el piedemonte hacia los llanos, siendo las capas de Guanapa las más viejas. Sin embargo, en la Hoja N° 6142, escala 1:100.000, Cartografía Nacional, no aparece ninguna localidad bajo el nombre de Guanapa. Se presume que la localidad tipo se encuentra en el borde de terraza al norte de Barinitas, ribera derecha del río Santo Domingo. Extensión geográfica: La Formación Guanapa aflora a lo largo del piedemonte andino, en el borde noroeste de la cuenca de Barinas. Descripción litológica: Consiste de conglomerados, arenas y arcillas en estratos masivos, con estratificación cruzada, mal consolidado y con escogimiento y estratificación pobre. Los colores varían entre gris claro a pardo, a gris oscuro y gris-verdoso. Por la litología y la 462 morfología, la Formación Guanapa probablemente se depositó como conos aluviales por los ríos que drenan la cordillera andina, sobre el piedemonte llanero occidental. Espesor: Variable, entre 5 y 250 m, (PIERCE, 1960); en la región de Socopó (río Socopó, al sur de Barinas) alcanza un espesor de 579 m (FEO-CODECIDO, 1972). Relaciones de campo: La Formación Guanapa es discordante sobre todas las unidades precuaternarias, y por debajo de los sedimentos holocenos. Edad: Con base a su posición estratigráfica, y en comparación con sedimentos parecidos en el piedemonte noroeste de Los Andes y en los valles internos, se asigna una edad Pleistoceno. Correlación: La Formación Guanapa probablemente se correlaciona litológicamente con la formación Carvajal, la Formación Esnujaque, y las formaciones aluviales del valle medio del río Chama y el río Santo Domingo (TRICART y MILLIES-LACROIX, 1962). Sinonimia: Guanapa Outwash Apron, y Barinas Outwash Apron, todos inválidos. INVÁLIDO GUANAPA, "OUTWASH APRON" CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Portuguesa. Según LIDDLE (1946), este término fue empleado en informes inéditos para designar la unidad descrita originalmente en publicación por el mismo LIDDLE (1928, p. 355) con el nombre de "Barinas Outwash Apron". Ambos nombres han sido sustituidos por el término válido de Formación Guanapa, empleado por MACKENZIE (1938-a, b). Véase: GUANAPA, FORMACIÓN. VÁLIDO GUANAPE, CONGLOMERADO DE (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estado Anzoátegui. El Conglomerado de Guanape fue mencionado originalmente por HEDBERG (1950-a), para designar conglomerados pudinga de peñones, de espesores plurihectométricos, que constituyen mesetas en las cabeceras del río Guanape. Estratigráficamente, estos conglomerados se incluyen en la Formación Quiamare, con una posición basal en el mismo (SALVADOR, 1964-b; PEIRSON, 1965-a). Según VIVAS y MACSOTAY (1989) los conglomerados suprayacen al Miembro Salomón de la Formación Quiamare, con 463 discordancia angular de grado bajo. CAMPOS et al., (1980) ascienden a Guanape a rango formacional, y lo sitúan concordantemente sobre la Formación Guaribito, y este parecer es sostenido por BECK (1986). Según VIVAS y MACSOTAY (op. cit.), el cambio a rango formacional tropieza con la dificultad principal de carecer de sección-tipo, de columna litoestratigráfica, y de edad; sus relaciones estratigráficas nunca han sido satisfactoriamente aclaradas. Véanse: QUIAMARE, FORMACIÓN; SALOMÓN, MIEMBRO y EL PILAR, MIEMBRO. INVÁLIDO GUANAPE, MIEMBRO (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Anzoátegui. El Conglomerado de Guanape fue mencionado originalmente por HEDBERG (1950-a), para designar conglomerados pudinga de peñones, de varios centenares de metros de espesor. Se inválida por carecer de sección tipo en la columna estratigráfica y una edad definida. Véase: GUANAPE, CONGLOMERADO DE. INVÁLIDO GUANARE, FORMACION CENOZOICO (Terciario?: Plioceno?)-(Cuaternario?: Pleistoceno?) Estado Portuguesa. Esta formación fue descrita originalmente por GARNER (1926, p, 682), con localidad tipo en las pequeñas colinas al oeste de la ciudad de Guanare, estado Portuguesa, y asignada al Mioceno. Según este autor, la unidad se compone de areniscas poco consolidadas de grano grueso y color marrón rojizo, intercaladas con arcillas ferruginosas blancas y marrones. Según RIVERO (en LEV, 1956) lo impreciso de la descripción original impide determinar si el término se refiere a los sedimentos descritos por LIDDLE (1928) con el nombre de "Guanare Outwash Apron", o si se trata en realidad de una unidad más antigua, por cuya razón se clasifica corno inválido. INVÁLIDO GUANARE, "OUTWASH APRON" CENOZOICO (Terciario? Plioceno?)-(Cuaternario?: Pleistoceno?) Estados Portuguesa y Barinas. 464 Este término fue publicado por LIDDLE (1928, p. 355) para designar los extensos conos aluvionales en el flanco sur de Los Andes, estados Barinas, Portuguesa y Apure, cuyos sedimentos comparó con la Formación Guanapa ("Barinas" o "Guanape Outwash Apron"), asignada al Pleistoceno superior. Según ALBERDING (LEV, 1956), el "Guanare Outwash Apron" se compone principalmente de peñones de areniscas cuarcíticas de la Formación Misoa, probablemente erosionados en su punto de origen en Los Andes, antes de que aparecieran los detritos de rocas ígneas y metamórficos que constituyen los elementos de la Formación Guanape. ALBERDING señaló una edad presumiblemente Plioceno superior o Pleistoceno superior, al igual que RIVERO (LEV, 1956) en su comentario sobre el Guanare Outwash Apron. Según este último, el término mal definido de Formación Guanare (GARNER, 1926) pudiera aplicarse a esta unidad, pero existen dudas al respecto. El nombre Guanare Outwash Apron es inválido por colidir con el Código de Nomenclatura Estratigráfica, que la unidad llena todos los requisitos de una formación; desafortunadamente, el nombre publicado de Formación Guanare está mal definido. VÁLIDO GUANIAMITO, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: RÍOS (1969) propone este nombre para designar a un conjunto de rocas de composición granítica, con textura gnéisica que afloran extensamente al oeste del río Cuchivero, en la parte noroccidental del estado Bolívar y lo incluye dentro de su Asociación Ígnea Cuchivero. Localidad tipo: RÍOS (op. cit) menciona que el granito aflora extensamente en cerros, ríos y quebradas al oeste del río Cuchivero. MENDOZA (1972) recomienda establecer como localidad tipo la parte superior de la quebrada La Magdalena, tributaria del río Guaniamito Extensión geográfica: Aflora extensamente al oeste del río Cuchivero en los cerros de El Tigre, Cacarrañao, Las Vainillas, El Chingo y en el río Guaniamo y Quebrada La Magdalena. Descripción litológica: La unidad está constituida por rocas de composición granítica, ricas en félsicos en gran parte con textura gnéisica, de grano medio a grueso, holocristalinas, porfídicas; hacia las zonas de contacto con las rocas volcánicas muestran indicios de metasomatismo y de deformación mecánica. Hacia las zonas centrales de los afloramientos disminuye el carácter gnéisico. La roca está constituida por cuarzo (10-30%), feldespato (25-65%), biotita (1-8%) y menores cantidades de sericita. Como accesorios comunes se encuentran esfena, epidoto, hornablenda, titanita, circón y magnetita. Se diferencia este granito del de Santa Rosalía, por el desarrollo de gneisosidad y por su composición; el de Santa Rosalía es más rico en cuarzo y más pobre en feldespato potásico. 465 Relaciones de campo: Intrusivo con las volcánicas de la Formación Caicara, se observan zonas de cizallamiento y con marcado desarrollo de gneisosidad en el granito. Edad: HURLEY et al. (1968) determinaron una edad absoluta por Rb/Sr roca total, de 1690 ±? Ma. OLMETA (1968) obtuvo, por K-Ar en roca total, 1700 ± 80 Ma. Estas determinaciones colocan su emplazamiento en el Precámbrico durante el Evento Transamazónico. Correlación: Por su edad y características litológicas, puede ser correlacionable con el Granito de San Pedro, con la granodiorita de San Pedro de Las Bocas en la Provincia de Pastora y con el Augengneis de Macabana en el Estado Amazonas. INVÁLIDO GUANOCO, FORMACIÓN, LUTITAS DE, SERIE MESOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. GARNER (1926) introdujo estos términos para designar afloramientos locales de lutitas cretáceas cerca de Guanoco, Estado Sucre, que actualmente se asignan al Grupo Guayuta, en el sentido empleado por HEDBERG (1937-a b). LIDDLE (1928) utilizó el término "serie Guanoco" en sentido similar al de GARNER (1926). Véase: GUAYUTA, GRUPO. INVÁLIDO GUARABAL, ASPERÓN DE CONGLOMERADO DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. Estos nombres informales fueron empleados por HODSON (1926) y LIDDLE (1928) para designar a la Formación Guarabal, de uso actual. Véase: GUARABAL, FORMACIÓN. VÁLIDO GUARABAL, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. 466 Referencias: HODSON (1926) usó el nombre de Conglomerado de Guarabal para una sección de areniscas conglomeráticas con capas delgadas de lutitas negras y calizas silíceas, expuestas en el flanco norte de la serranía de San Luis. LIDDLE (1928) coloca el Conglomerado de Guarabal en la parte superior de la Formación San Luis. SENN (1935, 1940) coloca el Conglomerado de Guarabal en la base de la Formación Agua Clara y lo considera como evidencia de una discordancia entre el Oligoceno medio y tardío. WHEELER (1960, 1963) la describió en mayor detalle con el nombre de Formación Guarabal. Localidad tipo: La Formación Guarabal tiene su localidad tipo en cortes de la carretera Coro-Churuguara, a 17 km al sur de Coro, distrito Miranda del estado Falcón. (Hoja de N° 6249, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) Extensión geográfica: La unidad se conoce solamente en el flanco norte de la serranía de San Luis, desde la quebrada Chuchure cerca del río Mitare al oeste, hasta la región al norte de Aricagua, al este. La formación se adelgaza y desaparece totalmente en sentido esteoeste. Descripción litológica: Según WHEELER (1960,1963) la formación consiste generalmente de gruesas capas de areniscas y areniscas conglomeráticas interestratificadas con limolitas y lutitas. Hacia el este de la sección tipo las areniscas y conglomerados disminuyen y la secuencia consiste principalmente de limolitas y algunas lutitas. Las areniscas son del tipo "sal y pimienta", de grano fino a grueso, de color gris y escogimiento pobre. Los conglomerados contienen guijarros de cuarzo blanco y ftanita negra, promediando de 1 a 2 cm de diámetro, con un diámetro máximo de 5 cm, embebidos en una matriz de arenisca del tipo mencionado anteriormente. Secuencias individuales de areniscas y conglomerados tienen espesores de hasta 15 m y contienen capas de hasta 2 m de espesor. Los conglomerados se reducen a grava suelta por efecto de la meteorización. Las limolitas son de color gris claro, moteado con púrpura, rosado y beige. Las lutitas son arenosas y limosas, de color gris oscuro. ESTEVES y VILLALTA (1989) describen la unidad al oeste de la sección tipo, como caracterizada por las areniscas de "sal y pimienta", frecuentemente con bandas conglomeráticas y lutitas gris oscuro. Las areniscas son de color gris claro, de contactos concordantes abruptos, a veces erosivos, de grano fino a grueso, con frecuentes bandas conglomeráticas que marcan la estratificación cruzada festoneada. Los clastos son de cuarzo, ftanita negra, fragmentos de rocas sedimentarias y metamórficas, de bordes subangulares y tamaños que varían entre 0,5 y 6 cm. En los festones se observa gradación normal. Las areniscas varían en espesor de 0,5 a 4 m, ocasionalmente formando gruesos paquetes. En la quebrada Maipana, hacia la parte superior de la formación, se encuentra un conglomerado formado por cantos redondeados de corales, de hasta 30 cm de diámetro, embebidos en una matriz limolítica gris oscura. El tope pasa transicionalmente a una caliza bioturbada, con ostracodos, encima de la cual se encuentra una típica arenisca "sal y pimienta". 467 La Formación Guarabal se considera como facies de relleno entre el arrecife de San Luis y la costa de la antigua tierra de Paraguaná (WHEELER, 1960, 1963; DÍAZ DE GAMERO, 1989). ESTEVES y VILLALTA (1989) interpretan el ambiente sedimentario de la Formación Guarabal como de río entrelazado progradando hacia una laguna o de un delta entrelazado. Espesor: La Formación Guarabal tiene un espesor de 312 m en la localidad tipo (WHEELER, 1960, 1963). ESTEVES y VILLALTA (1989) midieron un espesor de 610 m en la quebrada Saltadero, al oeste de la localidad tipo. Relaciones de campo: Presenta una zona de interdigitación con la Formación San Luis en el flanco norte de la serranía de San Luis, donde suprayace a la Formación Patiecitos con un contacto abrupto, que puede ser localmente discordante. El contacto superior con la Formación Querales (Formación Agua Clara de la literatura anterior a DÍAZ DE GAMERO, 1989) es concordante. Fósiles: WHEELER (1963) cita una fauna muy pobre, con los foraminíferos Amphistegina lessonii, Operculinoides tuxpamensis? y Sorites sp. ESTÉVES y VILLALTA (1989) citan únicamente el foraminífero arenáceo Trochammina, además de microfauna retrabajada del Paleógeno. Edad: WHEELER (1960, 1963) y DÍAZ DE GAMERO (1989) le asignan una edad Mioceno temprano. Correlación: La Formación Guarabal se correlaciona con la parte superior de la Formación San Luis en el área de la sección tipo. DIAZ DE GAMERO (1989) la correlaciona con la parte superior de la Formación Cerro Pelado. INFORMAL GUARACAYAL, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Sucre. VIVAS y GODA (en MACSOTAY, 1987) designan con este nombre las capas lenticulares, de 2 a 10 m de espesor, de conglomerados gruesos de color rojo parduzco y blanco grisáceo expuestas a lo largo de la costa meridional del golfo de Cariaco y que, en la vecindad de Marigüitar, tienen una extensión de unos 12 km, Consisten de cantos y peñas de areniscas cuarcíticas, con matriz de arenisca arcillosa, los cuales alternan con capas lenticulares de arenas mal escogidas y arcillas ferruginosas. Esta secuencia presenta buena compactación, está fallada, fracturada y alcanza un espesor máximo de 200 m. La unidad yace con discordancia angular sobre la Formación Taguarumo (GUILLOME et al., 1972), la cual también presenta evidencias de tectonización intensa. Esta unidad informal se correlaciona con la Formación Caiguire (VIVAS y GODA, op cit.) 468 VÁLIDO GUAREMAL, GRANITO DE PALEOZOICO (Silúrico-Devónico) Estado Carabobo. Referencias: MORGAN (1969) designó con este nombre un cuerpo granítico que aflora a lo largo de la autopista entre Valencia y El Palito, estado Carabobo. GONZÁLEZ (1972) ubica geográficamente, en forma incorrecta a esta unidad. URBANI, (1972) profundiza el estudio de la unidad y las rocas adyacentes. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) resume la información disponible a la fecha. MATTSON y NEGRÓN (1981) y AVE LALLEMANT y SISSON (1992) estudian las características estructurales. TEGGIN et al. (1985), URBANI (1983, 1985, 1986, 1989a) presentan información petrográfica, geoquímica y geocronológica, la más reciente recopilación de esta unidad es la de URBANI et al. (1989b). Localidad tipo: Se ubica en la quebrada Guaremal, cerca del sitio y hacienda de Guaremal, a su vez ubicado entre los poblados de Las Trincheras y El Cambur, estado Carabobo. Igualmente hay muy buenos afloramientos en la autopista y carretera vieja entre Valencia y Puerto Cabello, en los alrededores de la citada hacienda. (Hoja N° 6547, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) Extensión geográfica: Aflora en un área de unos 13 km2 en los alrededores de la localidad tipo. Descripción litológica: URBANI et al. (1989b) cartografían dos subunidades: 1. Granito no foliado: Constituye el 15% del área total del Granito de Guaremal y los mejores afloramientos se encuentran en la autopista Valencia-Puerto Cabello en el sector de Guaremal y La Viuda y en la quebrada Guaremal. Los tipos litológicos de esta subunidad son los siguientes: Granitos: Este es el tipo de roca predominante, con tamaño de grano entre 5 y 10 mm, color blanco-gris y meteoriza a pardo. Equigranular, homófano, no foliado. En el campo se nota claramente su mineralogía de plagioclasa (de color verdoso claro por su alteración a sericita y epidoto), feldespato potásico puede alcanzar tamaños de hasta 5 cm observándose a simple vista las maclas tipo carlsbad. Enclaves: De tamaño variable, generalmente están "hornfelizados", de granulometría muy fina y sin foliación. Son de color gris claro a casi negro y meteorizan a pardo. Los mayores cuerpos son esquistosos, mientras que los más pequeños no tienen foliación. A veces están cruzados por diques del granito que los rodea y los contactos son abruptos. Los enclaves son más frecuentes hacia el norte de la zona de afloramientos del Granito de Guaremal. Diques de aplita y pegmatitas: La pegmatita es de color blanquecino que meteoriza a amarillo rojizo por alteración de la pirita que contiene, a óxidos de hierro. Sus dimensiones son variables alcanzando hasta decenas de metros de largo. A veces se observan bordes de enfriamiento con grano más fino en el contacto con la roca caja. La aplita es de color 469 blanco que meteoriza a pardo amarillento, de grano medio, tamaño variable con espesores de 20 a 30 cm, entre 4 a 15 m de largo. 2. Gneis y augengneis granítico: Los grupos litológicos de esta subunidad son: augengneis y gneis cuarzo-feldespático-biotítico, enclave foliado (xenolito hornfelizado) y diques. Las rocas gnéisicas presentan color gris claro y meteorizan a pardo, granulometría variable. La foliación varía desde imperceptible a muy bien definida. Hay afloramientos típicos en la parte baja de la quebrada Guaremal y en la autopista Valencia-El Palito en el sector Vallecito, donde se observa claramente la transición granito-gneis-augengneis. El augengneis bien foliado, es de composición variable, combinada entre feldespato potásico, cuarzo y plagioclasa; tiene "ojos" de 1,5 cm de ancho promedio. El gneis de granulometría muy gruesa, presenta un leve desarrollo en la foliación. Los enclaves, hornfelizados, son de grano muy fino, parcialmente foliados. Se observan contactos abruptos con el gneis y augengneis. Todos los tipos de rocas de la unidad Granito de Guaremal presentan una asociación mineralógica de biotita + granate, sugiriendo que fue afectada por un metamorfismo de alto grado, facies de la anfibolita epidótica, zona de la actinolita, posiblemente en un régimen de baja P/T. OSTOS (1990) interpreta que la fuente de los magmas, que formaron éste y otros cuerpos graníticos de la Cordillera de La Costa, sea una corteza continental heterogénea, más vieja, comparable a los granitos anorogénicos del Proterozoico de la provincia de Rio Negro en el norte de Brasil. Relaciones de campo: Esta unidad está en contacto hacia el norte, oeste y sur con las rocas del Esquisto de San Julián, siendo los contactos siempre concordantes y abruptos, interpretándose como tectónicos. Hacia el este, el Granito de Guaremal, se encuentra en contacto con el Gneis de Cabriales, se desconoce la naturaleza de este contacto debido a que se encuentra cubierto por la vegetación. Por otra parte, los contactos internos entre la subunidad de granito no foliado, con las de gneis y augengneis, es completamente transicional, dependiendo directamente del grado de deformación a que haya estado sometida la roca. Edad: HESS (en MORGAN, 1969) analizó una muestra de biotita, obteniendo una edad Rb/Sr de 79 ± 5 Ma y de 33 ± 3 Ma por el método K/Ar. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) indican edades K/Ar en biotita correspondientes a 32 ± 2 Ma. y 31 ± 2 Ma. Estas edades corresponden a diferentes estadios del proceso metamórfico. Posteriormente URBANI (1985) y URBANI et al. (1989b) presentan una edad Rb/Sr de roca total con una isocrona de 5 muestras, que permiten calcular una edad para la cristalización de la roca de 403± 6 Ma, la cual corresponde al Paleozoico, prácticamente en el límite SilúricoDevónico. Correlación: Por la semejanza litológica de los sectores poco deformados se ha correlacionado con el Gneis Granítico de Choroní, estado Aragua, si bien como no hay información de edades Rb/Sr de esta última unidad, esta correlación es muy tentativa. 470 INVÁLIDO GUARIBITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Anzoátegui. CAMPOS et al., (1980) propuso este término para una secuencia de litología "muy parecida a la de la Formación Murgua pero la cual presenta menos consolidación" y "niveles de aguas salobres", lo cual no constituye criterio suficiente para la separación formacional. El espesor de esta unidad fue considerado como variable entre 200 y 800 m en el área tipo propuesta, en la carretera San José de Guaribe-Casupo. Una fauna de moluscos de edad Mioceno tardío basal (MACSOTAY en VIVAS y MACSOTAY, 1989) colectada en la carretera Santa Fe-Chaguaramas, fue considerada retrabajada por CAMPOS et al., (op. cit.) y se le asignó una edad Pliocena?, sin ningún criterio adicional. La litología citada es indistinguible del correspondiente al Miembro Salomón de la Formación Quiamare y por ello es puesto en sinonimia del mismo por VIVAS y MACSOTAY (1989). Los afloramientos se hallan todos en áreas tradicionalmente considerados como Formación Quiamare no diferenciado. Véanse: QUIAMARE, FORMACIÓN y SALOMÓN, MIEMBRO. VÁLIDO GUÁRICO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno- Eoceno temprano) Estado Guárico. Referencias: 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. MENCHER et al. (1951a, 1951b, 1953) suministraron una descripción muy breve y parcialmente errónea. WEISBORD (1956, LEV) realiza la primera descripción formal de la unidad, la cual incluyó la designación de la sección tipo diferentes autores, (RENZ y SHORT, 1960; KUNIGSMARK, 1965 y MENÉNDEZ, 1965), publican descripciones de la unidad en diferentes regiones. PEIRSON (1965), hizo una extensa 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) incluye el Miembro Los Cajones en la región de Camatagua, mientras que MENÉNDEZ (1965) agrega el Miembro Mamonal como unidad inferior de la Formación Guárico. MACSOTAY et al., (1995) restringen el término Formación Guárico a la facies de flysch típico solamente. MACSOTAY y VIVAS (1997) redefinen los miembros Morro del Faro y Caramacate de rango formacional y describen una nueva unidad formacional llamada Guaiquera, equivalente a la sección tipo de la Formación Guárico. 471 Localidad tipo: A lo largo el río Guárico en las cercanías de San Juan de los Morros; la definición original la extensión desde La Puerta, aguas abajo hasta un punto cerca de la Hacienda Garrapata. PEIRSON et al. (1966), con el fin de excluir estratos de la Formación Garrapata, restringieron la localidad tipo hasta un punto situado a sólo 3,5 Km. de distancia de La Puerta y definieron secciones complementarias de referencia, las cuales permitieron incluir los diferentes tipos litológicos que componen la unidad. MACSOTAY y VIVAS (1997) mencionan secciones de referencia para esta unidad en las áreas de Boca de Uchire y Camatagua. Extensión geográfica: Constituyen una faja casi continua de hasta 80 km de ancho, desde laguna de Unare, estado Anzoátegui hacia el oeste por aproximadamente 350 km de distancia, hasta los alrededores de San Carlos, estado Cojedes. Descripción litológica: PEIRSON (1965a) y PEIRSON et al. 1966) dieron las descripciones más completas. En general, la unidad se caracteriza por una predominancia de depósitos "flysch" compuesto de espesas secuencias de alternaciones monótonas de areniscas y lutitas delgadas, tipificadas por las secuencias "BOUMA" y abundantes icnofósiles. El contacto basal de "flysch” de la Formación Guárico sobre la Formación San Antonio es concordante, usualmente con una espesa zona de transición, en la cual se alternan lutitas silíceas y calcáreas con los sedimentos "flysch" descritos arriba. En la práctica se ha convenido en utilizar la lutita silícea superior extrema para definir el tope de la Formación San Antonio, ya que generalmente se destaca en las fotografías aéreas. En contraste, las capas arrecifales y periarrecifales generalmente exhiben fuerte discordancia sobre diversas formaciones más antiguas, que incluyen las metavolcánicas del Grupo Villa de Cura y las volcánicas de la Formación Tiara; localmente son discordantes sobre la Formación Escorzonera. El ambiente de sedimentación se interpreta 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. Espesor: MACSOTAY et al., (op. cit) señalan que la Formación Guárico tiene un espesor de 1000 metros en el frente de montañas de Guárico el cual se incrementa a 1600 metros hacia el este y desaparece virtualmente hacia el oeste de El Pao, estado Cojedes. Relaciones de campo: Suprayace concordante y transicionalmente a la Formación Macaira a lo largo de la napa Piemontina; el contacto superior es menos claro y generalmente es de falla. MACSOTAY et al., (op. cit) postulan un contacto erosional con su suprayacente Formación Los Cajones en base a observaciones de imágenes de Radar y fotografías aéreas. 472 Fósiles: La Formación Guárico presenta cuatro elementos faunales principales, adecuados para la definición de la edad: (1) Foraminíferos bentónicos con un conjunto típico de formas arenáceas robustas: Rzehakina epigona, Spiroplectamina grzybowskii, Trochammina globigeriniformis y otras, presentes en escasas cantidades en las capas de flysch. (2) Foraminíferos plantónicos que, a diferentes niveles, incluyen conjuntos de Globotruncana-Guembelina, Globorotalia velascoensis y Globorotalia rex, muy escasos en las capas de flysch, pero localmente comunes en las capas periarrecifales. (3) macroforaminíferos descritos por CAUDRI (1944), DE CIZANCOURT (1951) y PEIRSON et al. (1966), abundantes en las capas periarrecifales. (4) Faunas de moluscos con abundantes formas del grupo Turitella aff mortoni, en las capas periarrecifales. La unidad contiene además abundantes icnofósiles. MACSOTAY et al., (op. cit.) aportan un amplio listado de fauna para la unidad a lo largo de la napa Piemontina. Edad: El contenido faunal indica que la edad de la Formación Guárico va desde el Paleoceno al Eoceno temprano (MACSOTAY et al., op. cit.) 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 bajo 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. MACSOTAY et al., (op. cit) plantea la equivalencia en tiempo con la Formación Los Cajones, a pesar de proponer un contacto erosional entre ambas unidades. Véanse: MORRO DEL FARO, FORMACIÓN y CARAMACATE, FORMACIÓN. INVÁLIDO GUARIQUÉN, ARENISCA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. ROD y MAYNC (1954, p. 246) mencionaron casualmente la "arenisca de Guariquén", como unidad menor de arenisca cuarcítica incluida en la Formación Chimana en Sucre oriental; obviamente no es más que una capa local. ROSALES (1959) y SALVADOR (1964-b) son opuestos a extender el nombre de Chimana a los ambientes del sur de "la Serranía del Interior en los Estados Anzoátegui, Sucre y Monagas. INVÁLIDO GUARUMEN, GRUPO CENOZOICO (Terciario) Estado Guárico. 473 Este término fue introducido por KAMEN-KAYE (1942, p. 128). SALVADOR (1964-b) resumió su historia posterior de la manera siguiente: "...el término Guarumen puede haber sido de utilidad en los primeros tiempos del reconocimiento geológico en los llanos centrales de Venezuela. A medida que los trabajos se intensificaron y se hicieron más detallados y con la perforación extendida de pozos exploratorios para petróleo en la zona, el término ha perdido su utilidad y ha sido reemplazado por términos más precisos, significativos y aplicables. Por otra parte, el empleo del término "Guarumen" por autores posteriores a KAMEN-KAYE, ha sido tan variable, inconsistente y hasta contradictorio, que se ha hecho ahora difícil precisar el sentido en el cual lo utiliza cualquier geólogo. Al respecto, SALVADOR dio ejemplos específicos de empleo confuso y concluyó que: "Parece mejor descartar totalmente el término "Guarumen" de la nomenclatura estratigráfica del Oriente de Venezuela". Es de notar que el nombre Guarumen fue empleado en la monografía de BUSHMAN (1967), pero se trata de un estudio redactado originalmente en 1961. INFORMAL GUARUTA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) Estado Sucre. AGUASUELOS (en FURRER y CASTRO 1997) describen esta nueva unidad en el sector noreste de la serranía del interior oriental, zona Guaruta Cangrejal, estado Sucre. La localidad tipo se designa en la carretera Cangrejal-Guaruta, principio de la carretera Agua Fría Arriba-Campo Alegre, en el Estado Sucre. Comienza en la sección con rocas hemipelágicas, pelíticas, algo calcáreas, con interestratificaciones de arcillas de color gris claro, muy plásticas y con capas delgadas de areniscas finas, blancas a rojas, muy bien escogidas y con un espesor no mayor de 1 metro. La unidad suprayace al Miembro Río Chávez, no se ha precisado si se trata de un hiatus o de un contacto tectónico. Contiene escasos foraminíferos planctónicos representados por Globigerina spp.; foraminíferos bénticos tales como Cyclammina cancellata, Ammobaculites ssp., Bolivina spp., Gravellina narivaensis, Haplophragmoides narivaensis, Haplophragmoides aff. narivaensis, Haplophragmoides spp., Textularia cf. earlandi, Textularia sp., Trochammina spp., Uvigerina spp., Virgulina sp. Escasa nannoflora calcárea representada por Coccolithus pelagicus, Cyclicargolithus floridanus, Cyclicargolithus abisectus, Dictyococcites dictyodus, Discoaster tani nodifer, Sphenolithus distentus, Sphenolithus ciperoensis, Sphenolithus moriformis. Se le asigna una edad Oligoceno tardío a Mioceno temprano y un ambiente batial no diferenciado. VÁLIDO GUASARE, FORMACIÓN 474 CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. Referencias: El término Formación Río Guasare fue introducido originalmente por GARNER (1926), para designar un conjunto de calizas, areniscas y lutitas que aflora en el río Guasare, estado Zulia. LIDDLE (1928, 1946) mencionó la formación y describió una localidad tipo alterna en el río Cachiri, conservando el nombre dado por GARNER (op. cit). HEDBERG y SASS (1937) describieron la unidad, acortando el nombre a Formación Guasare. SUTTON (1947) amplió la descripción, dando una extensa lista de fósiles. KEHRER (1956) se refirió a la formación como Caliza de La Paz. EDWARDS (1956) también describe esta unidad, KEY (1960) la describió en el subsuelo del campo Alturitas, y en Perijá. MILLER y SAN JUAN (1963) describieron la sección de referencia alterna en el río Socuy. Localidad tipo: Margen sur del río Guasare, a unos 4 km aguas arriba de El Carbón y 300 m bajo la desembocadura del caño Colorado, en el límite norte del distrito Mara, estado Zulia (Hoja N° 5749, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). LIDDLE (op. cit.) describió la sección expuesta en el río Cachiri, la cual fue indicada por HEDBERG y SASS (op. cit.) corno sección de referencia más completa. Dicha sección está en las cabeceras del Cachiri, a unos 200 m aguas abajo de la confluencia de los caños Grande y Norte. MILLER y SAN JUAN (op. cit.) propusieron la sección del río Socuy como otra sección de referencia. La sección de referencia a unos 6 km aguas arriba de la desembocadura del caño Pedrú y a unos 2 km al oeste del embalse Socuy (Hoja N° 5747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación Guasare se presentan a lo largo de una faja de 50 a 60 km de ancho, que se extiende a lo largo de los contrafuertes de la sierra de Perijá, desde el río Guasare, hasta el área sur del distrito Perijá. Aflora en la isla de Toas, y en el lado oriental del lago de Maracaibo, se la encuentra en las cabeceras del río Misoa, extendiéndose por todo el subsuelo del lago. Descripción litológica: En los afloramientos de los ríos Guasare, Socuy y Cachirí, la formación consiste en calizas pardo grisáceo a gris amarillento o gris, generalmente glauconíticas. Algunas capas son ricas en restos de Ostrea y Venezulia. Intercaladas con las calizas, se presentan lutitas y limolitas grises a parduzcas y areniscas grises, calcáreas y glauconíticas. En el subsuelo del campo Alturitas, KEY (op. cit.) señala que la litología consiste principalmente en lutitas gris oscuro, arenosas, macizas o laminadas, areniscas marrón claro, calcáreas y glauconíticas, limolitas y arcilitas grises con esférulas de limolita, y en menor proporción caliza arenosa gris y algunas capas muy delgadas de carbón: esta litología es representativa de la transición lateral, a los sedimentos deltaicos del Grupo Orocué (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). La Formación Guasare representa la sedimentación de plataforma, desarrollada en la porción central de la cuenca de Maracaibo durante el Paleoceno. Su litología y contenido fosilífero, corresponden a un ambiente marino nerítico, el cual estuvo sujeto a influencias 475 de tipo deltaico, especialmente hacia el suroeste, donde se observa la interdigitación de la típica litología de Guasare con los sedimentos del Grupo Orocué. Espesor: En la sección tipo, el espesor (incompleto) de la Formación Guasare es de unos 120 m. En el río Cachirí es de 390 m, y en el río Socuy, de 370 m. En el subsuelo de Alturitas, KEY (op. cit.) menciona de 165 a 193 m. Relaciones de campo: En la sierra de Perijá y la mayor parte de la plataforma de Maracaibo, la Formación Guasare yace concordantemente sobre la Formación Mito Juan. Al sureste del lago de Maracaibo, yace sobre la Formación Colón. En el tope, el contacto es transicional con la Formación Marcelina en Perijá y costa occidental del lago. Hacia el este, al desaparecer Marcelina por erosión, el contacto pasa a ser discordante con la Formación Misoa. Fósiles: SUTTON (op. cit.) menciona que en el área de la sección tipo se han descrito Venericardia sp., Turitella negritoensis, y Perulata crassiuscula. En la isla de Toas, el mismo autor cita una fauna de foraminíferos y macrofósiles, entre los cuales están Haplophragmoides sp., Eponides lotus, Cibicides praecursorius y Venericardia (Venericar) toensis. SUTTON (op. cit.) añade una lista de fósiles recobrados en el pozo DM-1 en el distrito Mara, con varios de los fósiles hallados en la isla de Toas, y otros como Nodosaria latejugata, Discorbis midwayensis var. Soldadoensis, Cibicides howelli, Vaginulinopsis wilcoxensis, etc. En el subsuelo de Alturitas, KEY (op. cit.) menciona una microfauna escasa, con Haplophragmoides sp., Miliammina fusca, Trochammina sp. y Cytherella sp. KUIL et al., (1955) determinan el contenido palinológico de la formación. Edad: La fauna y el contenido palinológico, permiten establecer firmemente la edad paleocena de la Formación Guasare. Correlación: La Formación Guasare correlaciona, hacia el sur de Perijá, con las formaciones Barco y Catatumbo del Grupo Orocué; hacia el este y sureste del lago de Maracaibo, la formación correlaciona con la porción inferior de la Formación Trujillo y con la Formación Ranchería del noroeste de Trujillo. Sinonimia: Los términos formación río Guasare (GARNER, op. cit.) y caliza de la paz (KEHRER, op. cit.), son sinonimias invalidadas de la formación Guasare. VÁLIDO GUASASAPA, FORMACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Zulia. Referencias: RENZ (1960) introdujo el término Formación Guasasapa, para designar a la unidad basal del Grupo Cojoro, en la zona sureste de la península de La Guajira. ROLLINS (1965) y GEYER (1973) no reconocieron la formación, considerándola como integrante de 476 la Formación Rancho Grande, unidad intermedia del Grupo Cojoro. MOJICA y DORADO (1987) la citan al describir la estratigrafía de La Guajira suroccidental (cerro Uitpana y alrededores), sin definirse sobre su aceptación. Localidad tipo: Loma Guasasapa, sobre la frontera entre Colombia y Venezuela, a unos 3 km al sur del cerro Cojoro, en la parte sureste de la península de la Guajira. Hoja N° 5851, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: Según RENZ (1960), la Formación Guasasapa se presenta en una serie de pequeños afloramientos aislados en la serranía de Cojoro y en lomas de poco, relieve, al sur de ésta. Descripción litológica: RENZ (op. cit.) describe a la unidad constituida por areniscas arcósicas de grano medio a grueso, de color castaño rojizo a púrpura, micáceas, con vetillas de guijarros, conglomerados de guijarros de granitos, anfibolitas y cuarcitas y limolitas micáceas de color púrpura. En la base de la formación, e intercalados con las rocas elásticas, se encuentran flujos de lava dacítica. Se observa estratificación cruzada, nódulos de arcilla y restos de troncos de árboles silicificados. Con base a su litología y contenido de restos vegetales, RENZ (op. cit.) considera que la Formación Guasasapa representa un ambiente fluvio-terrestre y lagunal, inicio de un ciclo sedimentario completo integrado por el Grupo Cojoro en su totalidad. Espesor: En la descripción original de RENZ (op. cit.) no se indica el espesor de la formación. Relaciones de campo: De acuerdo con la descripción original de RENZ, la Formación Guasasapa yace discordantemente sobre el basamento granítico (batolito de Siapana, según MOJICA y DORADO, 1987). En el tope, pasa transicionalmente a la Formación Rancho Grande. Fósiles: Con la excepción de restos de árboles silicificados en la parte superior del intervalo, no se encuentran fósiles en la formación. Edad: RENZ (op. cit.) asignó la Formación Guasasapa, con el resto del Grupo Cojoro, al Triásico. MOJICA y DORADO (1987) concluyen, que el límite Triásico-Jurásico está contenido en la Formación Rancho Grande, lo cual significa una edad Triásico tardío para la Formación Guasasapa. Correlación: La Formación Guasasapa se considera correlativa con la Formación La Quinta. VÁLIDO GUÁSIMO, GRANITO DE 477 PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: El término fue publicado originalmente por ESPEJO (1974) para designar un plutón granítico de forma irregular, localizado en el extremo occidental de la región El Manteco-Guri, que intrusiona rocas de la "Formación Carichapo" (hoy Anfibolita de Carichapo) y a la Formación Yuruari. Localidad tipo: No se ha señalado sección tipo para la unidad. Toma su nombre del hato Guásimo, situado inmediatamente al sur del cerro Orotuima, ubicado en la hoja N° 7638, Cartografía Nacional, municipio autónomo Piar del estado Bolívar. Extensión geográfica: Aflora sobre un área de unos 50 km2 en el extremo occidental de la región El Manteco-Guri cerca del río Caroní. Descripción litológica: Granito porfídico rosado de grano medio a grueso con cristales bien desarrollados de feldespato. Generalmente es macizo; localmente contiene concentraciones ovoidales ricas en biotita. Contiene frecuentes xenolitos, particularmente en los bordes cerca del contacto con la roca caja. El granito es de textura hipidiomórfica granular a porfídica, con grandes cristales de microclino y microclino-pertita en una matriz cuarzo feldespática, y cantidades menores de biotita, clorita y epidoto. En el triángulo cuarzofeldespato-potásico-plagioclasa, las rocas se ubican dentro de la zona de cuarzomonzonita. Ambiente tectónico y petrogénesis: Según ESPEJO (op. cit.), podría representar parte de intrusiones postectónicas relacionadas con diferenciación a profundidad, de una última removilización de las rocas del escudo, que afectó principalmente la parte oriental de la Guayana Venezolana. Este evento anorogénico es designado por ESPEJO y SANTAMARIA (1974) como Evento Plutónico El Manteco. Relaciones de campo: El granito intrusiona rocas de la Formación Yuruari y de la Anfibolita de Carichapo, y contiene abundantes xenolitos que se identifican como procedentes de esas unidades. Las brechas y tobas de la Formación Yuruari exhiben marcada recristalización y porfidoblastos de andalusita y cordierita en la aureola de contacto del granito, donde se alcanza la facies de las corneanas horbléndicas. Edad: Precámbrico. Se determinó una edad aproximada de 1580 Ma (ESPEJO y SANTAMARIA, op. cit.) por K-Ar en una muestra procedente de la unidad. Importancia económica: Posiblemente constituya cierto alineamiento con zonas de baja gravedad que sirvieran como vehículo para enriquecimiento en minerales básicos (ESPEJO, op. cit.) en la secuencia volcano-sedimentaria que intrusiona. INVÁLIDO GUASIPATI, FORMACION 478 PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue empleado por SHORT y STEENKEN (1962, p. 205) para designar metadacitas y metasedimentos asociados, expuestos al oeste y sur de la región de Guasipati, Estado Bolívar, e incluidos hoy en la Formación Yuruari, mejor definida. Véase: YURUARI, FORMACIÓN. VÁLIDO GUATAY, MIEMBRO (Formación Macuro) MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. Este nombre fue descrito originalmente por GONZALEZ DE JUANA et al. (1965), para designar el miembro inferior de la Formación Cariaquito, luego estudio posteriores detallados por los mismo autores (1972), lo incluyen en el tope de la Formación Macuro, por semejantes litológicos con esta formación; la sección tipo fue estudiada en la quebrada Guatay, desde la zona cercana al campamento de la C.A. Venezolana de Cementos hasta las inmediaciones de El Polvorín, cerca de Macuro, distrito Valdez, estado Sucre. La unidad aflora en una franja angosta a lo largo de la parte sur de Paria oriental y desaparece al este de Güiria, consiste de cuarcitas micáceas, alrededor del 70% del total de la unidad, la diferencia entre estas cuarcitas y las de la Formación Macuro, es la presencia de cloritoide y el porcentaje de feldespatos, la textura es granoblástica y en los granos de cuarzo se observa orientación preferente con un grado fuerte de interpenetración. Las rocas cuarcíticas se intercalan con esquistos cuarzo-micáceos y cloríticos y con algunas filitas, predominan los colores claros, crema y pardo. La litología característica del Miembro Guatay se considera bastante constante a lo largo del flanco meridional de la Cordillera, por una distancia aproximada de 40 Km, pero en la región de Güiria entre las quebradas Doña Juana y San Pedro, aumenta el contenido de clorita, por lo cual se hace indistinguible de la Formación Macuro, a la cual pasa más hacia el oeste a un contacto diacrónico e interdigitado, hacia el oeste no se pudo distinguir la litología típica de este miembro. Es transicional con la Formación Macuro y los mismos autores postulan una discordancia con la Formación Cariaquito suprayacente con base al análisis de los diferentes ciclos sedimentarios, que dieron origen a estas dos formaciones. Su espesor en la sección tipo es de 470 m disminuyendo hacia el oeste. Por las relaciones estratigráficas se ha determinado una edad Cretácico temprano. Se considera equivalente en parte a la Formación Grand Riviere de Trinidad. Véase: FORMACIÓN MACURO. 479 VÁLIDO GUATIRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Miranda. Referencias: La primera mención del nombre de Formación Guatire fue realizada por MENCHER et al., (1951), en un cuadro de correlaciones, aun cuando no realizaron ninguna descripción de la unidad NICKLAS (1953), describe la formación, sin asignarle nombre. DUSENBURY (en LEV, 1956,), publicó la primera descripción formal para los sedimentos expuestos en las cuencas de Santa Lucía-Guatire y Barlovento. SEIDERS (1965), restringió el sentido, al proponer el término Capas de Caucagua, para designar los sedimentos incluidos anteriormente en la Formación Guatire, en la región de Barlovento. BERMÚDEZ (1966) y PICARD y PIMENTEL (1968), restringen el término de Formación Guatire para la cuenca Guarenas-Guatire. PICARD (1976), estudió la unidad en forma detallada. Localidad tipo: La localidad tipo se encuentra en la carretera Caucagua-Guatire DUSENBURY, (en LEV, 1956), entre el contacto discordante sobre las rocas metamórficas presentes en el sitio El Rodeo, cerca de Araira, hasta el contacto con los aluviones del río Norte, unos 500 m antes de Guatire (PICARD, 1976). Hojas N° 6847 y 6947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: Los afloramientos están restringidos a la cuenca Guarenas-Guatire, desde Guarenas hasta aproximadamente 5 km al este de Guatire (en sentido oeste-este), y una extensión norte-sur de aproximadamente 5 km. Descripción litológica: NICKLAS (1953), sin hacer referencia al nombre formacional, indica que la unidad está compuesta por un conglomerado basal de color rojo ladrillo, seguido de una secuencia de conglomerados mal consolidados, limos laminados, arcillas limosas y arcillas. PICARD (1976) indica que la localidad tipo no caracteriza a la unidad. Hacia el suroeste hay mayor proporción de carbonato de calcio, con capas de calizas, margas y conglomerados y hacia el centro de la cuenca se encuentran espesas capas de arcillas laminares. Los conglomerados y gravas presentan capas de espesores individuales variables de hasta 3 m y alcanzan un 30% en volumen de la formación. Están mal escogidos, con matriz en el rango de arena fina-arcilla y a veces se encuentran cementados; los colores varían entre amarillo verdoso y amarillo gris, con cierto grado de oxidación por meteorización. Las arenas y limos constituyen alrededor del 26% en volumen de la unidad. Las arenas se presentan en capas de espesores variables de hasta 6 m con estratificación interna pobre, colores gris amarillento a gris verdoso, frecuentemente oxidadas y su composición es de arenas líticas arcosicas, mal escogidas y con asimetría hacia lo fino. Las arcillas de la Formación Guatire, constituyen el 40% del volumen total. Algunas capas sobrepasan los 20 m de espesor, muestran laminación su composición mineralógica es de caolinita y clorita y su color varia de gris amarillento a gris amarillo moderado. Las calizas están ubicadas en el suroeste de la cuenca y constituyen el 2% del volumen de la formación. Se presentan en capas de 50 cm hasta 2 m, son de colores gris oliva claro a gris amarillento, criptocristalinas, compuestas por calcita micrítica con bioclastos, con fósiles de Hemisinus de 2 a 3 mm de longitud. 480 PICARD (1976), indica que los estudios estratigráficos y de paleocorrientes, sugieren que la cuenca Guarenas-Guatire fue un lago del Plio-Pleistoceno, enclavado en la cordillera de La Costa y controlado por fallas y movimientos basculantes. El drenaje fue esencialmente similar al drenaje actual. La paleopendiente más pronunciada es la del macizo del Ávila, que aportaba a la cuenca volúmenes considerables de material derivado de las formaciones Peña de Mora, Las Brisas y los granitos de la cordillera. La acumulación del material se produjo en forma de conos aluviales piemontinos en número probablemente menor de seis. La paleopendiente del lado sur y oeste, aportó menos aluviones y los ríos probablemente formaron meandros. Los minerales, probablemente fueron menos estables (calcita, micas, grafito, entre otros), que las arenas abruptas al norte y una costa baja, de poca profundidad, en el lado sur, con desarrollo arcosicas del lado norte. Las diferencias de pendiente, originaron un lago asimétrico, con una costa de pantanos y charcas. El relleno de la cuenca se efectuó desde el lado norte y oeste. Espesor: En la sección tipo el espesor es de aproximadamente 350 m. BERMÚDEZ (1966) estimó 430 m de espesor para los sedimentos en la cuenca Guarenas-Guatire. GRATEROL (1970), indica que el espesor de la unidad, obtenido por mediciones gravimétricas, es de 200 m en el centro de la cuenca con un máximo de 270 m al suroeste de Guatire. Relaciones de campo: La Formación Guatire es discordante sobre las rocas metamórficas del Grupo Caracas (Formación Las Mercedes), e infrayace localmente a terraza aluvionales y aluviones recientes, (PICARD, 1976). Fósiles: En las calizas del suroeste de la cuenca, los fósiles, correspondientes a una fauna fluvio-lacustre fueron estudiados por MACSOTAY (en PICARD, 1976). Los gasterópodos identificados son los siguientes: Neritina (Vita reclivita), Hemisinus guatirensis, Hemisinus sp, Pomacea (Marisa) cornuarietis, Pomacea (Effusa) glauca. También se identificó el pelecípodo Unio sp. PICARD (1976), indica la presencia de abundantes restos vegetales bien preservados en los limos. Edad: De acuerdo al contenido fosilífero, se considera que la edad probable de la Formación Guatire es Plioceno-Pleistoceno. GONZALEZ DE JUANA et al., (1980), señalan que los fósiles encontrados no son diagnósticos, y que su edad puede ser Pleistoceno temprano. PICARD y PIMENTEL (1968) indican que la Formación Guatire puede considerarse equivalente a la parte superior de la Formación Tuy, esto es, Pleistoceno temprano-Pleistoceno medio. Correlación: PICARD y PIMENTEL (1968) y PICARD (1976), consideran que la Formación Guatire es equivalente a la parte superior de la Formación Tuy. INVÁLIDO GUAVINITA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) 481 Estado Guárico. Este nombre, publicado originalmente por PATTERSON y WILSON (1953), designa al Miembro Guavinita de la Formación Tigre de uso actual. Véanse: GUAVINITA, MIEMBRO; TIGRE, FORMACIÓN. VÁLIDO GUAVINITA, MIEMBRO (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: Campaniense-Maestrichtiense) Estado Guárico. PATTERSON y WILSON (1953) describieron originalmente la Formación Guavinita, en el subsuelo de la región de Las Mercedes, estado Guárico, como parte del Grupo Temblador. Posteriormente, DUSENBURY (1960) modificó su rango al de miembro superior de la Formación Tigre del Grupo Temblador, con sección tipo en el pozo Guayabo Nº 2 del campo Las Mercedes. El Miembro Guavinita consiste de una lutita basal de 15 m de espesor, que infrayace a un intervalo de 30 m de espesor de arenas y calizas delgadas; con la arena y la caliza se asocia restos de peces y capas de ftanita (PATTERSON y WILSON, 1953). Por encima de esta secuencia, la sección es predominantemente arenácea. Es transicional sobre el Miembro Infante (PATTERSON y WILSON, 1953) y su contacto superior es discordante, de carácter erosional, por debajo de las formaciones La Pascua o Merecure, según sea la región de estudio (GONZALEZ DE JUANA et al., 1980). VILLAIN y CABRERA (1988) describen sus variaciones verticales y horizontales, en el noreste de Guárico. Véase: TIGRE, FORMACIÓN INVÁLIDO GUAYABAL, MARGAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por SENN (1935) con ortografía errónea ("Guayaval") en Falcón oriental, para designar margas concordantemente suprayacentes a calizas de tipo Cerro Campana, muy ricas en foraminíferos, que representan una facies local de la parte inferior de la Formación Guacharaca, de la cual el término se considera como sinónimo. Véase: GUACHARACA, FORMACIÓN 482 VÁLIDO GUAYABO, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. LIDDLE (1928) introdujo esta unidad con el nombre "Formación Guayabo", elevada posteriormente por NOTESTEIN et al., (1944) a rango de grupo, sin subdivisiones. SUTTON (1946) sugirió su división, en el Distrito Colón y hacia el norte, en Formación La Villa y Capas de Onia suprayacentes, y en Táchira, en las formaciones Isnotú y Betijoque. MENCHER et al., (1951, 1953) reconocieron el Grupo Guayabo sin dividir, únicamente en la concesión Barco en Colombia; en Táchira designaron el mismo intervalo con el nombre de Grupo Betijoque. GONZÁLEZ DE JUANA (1952) restringió el Grupo Guayabo a Táchira y Zulia meridional. YOUNG et al., (1956, Cuadro) siguieron aproximadamente el esquema de MENCHER et al. El criterio aceptado actualmente es el indicado por MILLER et al., (1958): un intervalo sin dividir en Zulia meridional y Táchira, estrechamente equivalente hacia el noreste a la secuencia formacional Palmar-Isnotú-Betijoque, y hacia el norte a la secuencia formacional Macoa-Cuiba-Los Ranchos-La Villa. RENZ (1961), aceptó este esquema, que fue mantenido por los autores originales (1963) y en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963). Esta evolución de la nomenclatura reseñada no ha sido comentada por los autores citados desde 1946, cuyas opiniones aparecen simplemente en los cuadros; el único análisis breve de la situación fue publicado por TRUMP y SALVADOR (1964). LIDDLE (1928, 1946) designó como localidad tipo las colinas de Guayabo en la parte sur del distrito Colón, Zulia suroccidental, que forma un espolón en el lado este de la región de Tarra, unos doce kilómetros al oeste de la estación de El Guayabo, en el ferrocarril que conduce al sur desde Encontrados. La unidad, en su sentido actual, se reconoce únicamente en el extremo suroccidental de la cuenca de Maracaibo, y consiste de arcilitas rojas abigarradas, areniscas variables que pueden llegar a ser macizas, desarrollando caídas de agua en la región tipo, y conglomerados de peñas y peñones, derivados de las formaciones más antiguas expuestas en las montañas adyacentes. La secuencia, de ambiente sedimentario terrestre, exhibe gran variabilidad lateral y en general es imposible separar definitivamente las unidades componentes. GONZÁLEZ DE JUANA (1952) mencionó la presencia local de fósiles de agua dulce, que incluyen Unio sp. En la región tipo, SUTTON (1946) postuló 305 m de espesor, que aumenta a 500 m en Táchira y el campo petrolífero de Los Manueles (GONZÁLEZ DE JUANA, 1952), a 803 m en la concesión Barco y a 2640 m más al sur (NOTESTEIN et al., 1944). El Grupo Guayabo es concordante sobre la Formación León, con un contacto probablemente transicional; las descripciones originales incluyen capas que hoy se asignarían a la Formación León. (SUTTON, 1946). Las únicas capas suprayacentes son depósitos aluvionales cuaternarios y recientes. El grupo se considera Mioceno temprano a tardío. Por su paso lateral a secuencias similares más persistentes, se correlaciona directamente con la secuencia formacional Peroc (superior) -Macoa-Cuiba-Los Ranchos-La Villa hacia el norte, y Palmar-Isnotú-Betijoque al noreste. A base de criterios palinológicos, su parte inferior se correlaciona con las formaciones La Rosa y Lagunillas (KUYL et al., 1955). 483 INVÁLIDO GUAYACÁN, GNEIS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Nueva Esparta. Esta denominación fue introducida por MARESCH (1973), para designar a las rocas leucocráticas que no muestran vestigios de texturas ígneas. El nombre fue empleado en el mismo sentido por GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980). CHEVALIER (1987) aporta información tectónica y geoquímica sobre estas rocas. Los mejores afloramientos se encuentran a lo largo de la costa norte, cerca del pueblo de Guayacán y en la carretera de Guayacán a Manzanillo. La roca es a veces equigranular, aunque más frecuentemente gnéisica. Se encuentra asociada a todos los tipos de rocas del Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí. No constituye un macizo único, sino que se presenta en domos y en forma de un entrebandeamiento íntimo concordante (salvo raras excepciones), con la foliación de las rocas con que está interbandeado. Estos entrebandeamientos se presentan en todas las escalas, extendiéndose a menudo por decenas o centenares de metros. Mineralógicamente, la roca está compuesta por cuarzo y albita recristalizada, con cantidades menores variables de epidoto, mica blanca, anfíbol y clorita y trazas de esfena. Estas rocas han sido clasificadas por MARESCH (1973) como tonalitas o tonalitas ricas en cuarzo (trondhjemitas). CHEVALIER (1987), las interpreta como antiguos macizos granodioríticos o tonalíticos, análogos a los que dieron origen al Gneis de Matasiete. Los afloramientos más prominentes y continuos se encuentran a lo largo de la costa norte de Margarita oriental, el mayor de ellos, de 3,5 km de longitud y 1,5 km de ancho. Existen además numerosos afloramientos menores, dispersos en la zona de afloramiento del Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí, al oeste de la falla de Matasiete. MARESCH (op. cit.) no descarta totalmente la posibilidad de que "algunas" masas del Gneis de Guayacán sean sedimentos metamorfizados, pero considera que la mayoría del conjunto alcanzó su posición actual por medio del emplazamiento pasivo de intrusiones muy móviles, posteriormente metamorfizadas junto con las rocas-caja del Grupo Juan Griego y Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí. BELLIZZIA (1985) interpreta estas rocas como plagiogranitos originados conjuntamente con el complejo ofiolítico en zonas de esparcimiento oceánico, por diferenciación de basaltos subalcalinos. CHEVALIER (op. cit.) atribuye al Gneis de Guayacán un origen por fusión parcial de sedimentos detríticos y de rocas del complejo ofiolítico, durante un proceso de obducción/subducción de litosfera oceánica. No presenta aureola metamórfica de contacto, pero los cuerpos mayores generalmente están rodeados por extensas zonas de migmatización. Su carácter intrusivo está avalado por la presencia frecuente de xenolitos de anfibolita y serpentinita de la roca de caja, a varios metros de distancia del contacto. CHEVALIER (op. cit.) indica que en numerosos 484 afloramientos, los contactos del Gneis de Guayacán son tectónicos, presentándose totalmente desarraigados. Se han realizado tres dataciones radimétricas en rocas del Gneis de Guayacán. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) obtuvieron una edad de 70 ± 6 Ma por el método K-Ar en hornablenda; CHEVALIER (op. cit.) reporta edades de 62,51 ± 3,13 Ma y 57,07 ± 2,85 Ma, determinados por K-Ar en feningita. Sin embargo, es posible que estas edades correspondan al evento metamórfico, en cuyo caso, la edad del evento intrusivo sería más antigua. Si estas rocas se interpretan como cogenéticas con el Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí (BELLIZZIA, op. cit), su edad sería Jurásica. CHEVALIER (op. cit.) considera que el evento magmático tuvo lugar en el Cretácico temprano, como consecuencia de un proceso de abducción de litosfera oceánica sobre un paleomargen continental. El Gneis de Guayacán se correlaciona con los otros intrusivos ácidos metamorfizadas de Margarita, los cuales son comparables con los ortogneises de la parte central del Sistema Montañoso del Caribe (CHEVALIER, op. cit.). Se inválida por homonimia; este término fue usado por RENZ (1959), en la región de Los Andes para designar el miembro superior de las formaciones Capacho y Escandalosa. VÁLIDO GUAYACÁN, MIEMBRO (Formaciones Capacho y Escandalosa) MESOZOICO (Cretácico: Turoniense) Colombia. El nombre Miembro Guayacán fue aplicado por NOTESTEIN et al. (1944) en la concesión Barco (Colombia) a las calizas muy fosilíferas desarrolladas en el tope de la Formación Cogollo (Formación Capacho, SUTTON, 1946) definida por los mismos autores. Posteriormente, algunos autores extendieron el Miembro Guayacán y lo consideraron como parte superior de ambas formaciones, Capacho y Escandalosa. La sección tipo está situada en la quebrada Guayacán, sobre el domo meridional de Petrólea. La sección en el río Guaruries, 5 km al norte de Zea, estado Mérida, ofrece muy buenos afloramientos y puede servir como sección de referencia. El miembro se conoce en el distrito Colón (estado Zulia), los estados Táchira, Mérida, Trujillo meridional y Barinas noroccidental. El Miembro Guayacán consiste en capas gruesas de calizas bioclásticas macizas, muy fosilíferas, de color gris, intercaladas con lutitas no calcáreas gris oscuro a negro, micáceas y cantidades menores de limolita arcillosa gris (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980). Según RENZ (1959) hacia el norte de Mérida, las capas individuales de caliza disminuyen en número y se hacen gradualmente más gruesas. Entre Las Cruces y La Carbonera, a lo largo de la carretera de Ejido a La Azulita, dos capas con litología típica de Guayacán encierran una intercalación de caliza densa, gris oscuro, y concreciones con "litología La Luna". Más hacia el noreste, en los estados Trujillo y Lara, el Miembro Guayacán desaparece completamente y es reemplazado por la Formación La Luna, que es más 485 pelágica. En el subsuelo de Barinas las calizas del Miembro Guayacán marcan el límite entre las formaciones Escandalosa y la Morita infrayacente y suprayacente. En la sección de referencia de Venezuela, el Miembro Guayacán tiene un espesor de 60 m; en Táchira, esto varía normalmente entre los 40 y 50 m. En el río Santo Domingo y en la quebrada Bellaca (estado Barinas) el espesor del Miembro Guayacán aumenta hasta alcanzar los 125 m a expensas de las lutitas de Seboruco, el cual prácticamente desaparece (RENZ, op. cit.). Según GONZÁLEZ DE JUANA, et al., (op. cit.) este miembro constituye en Barinas un horizonte guía en los perfiles de reflexión sísmica y registros de pozos, y se conoce informalmente como caliza "O" de la Formación Fortuna. De acuerdo a RENZ (op. cit.) los fósiles encontrados son lamelibranquios pequeños, los amonites son escasos y fueron observados en pocas localidades en los estados Mérida y Táchira. El hallazgo más importante de esos fósiles corresponde a la quebrada El Macho, cerca de La Carbonera (camino de Ejido-La Azulita). En Táchira se encontraron amonites en la Quebrada Zorca, al este de Independencia. Se determinaron amonites coilopoceras indicativos de una edad Turoniense tardío. El Miembro Guayacán pasa lateralmente a la parte superior del Miembro Chejendé de la Formación La Luna, desde Mérida hasta el norte de Trujillo. Se presume que un cambio similar de facies se verifica desde el distrito Colón hacia el norte en Perijá, donde el equivalente cronológico del Miembro Guayacán forma parte de la Formación La Luna. Véase: CAPACHO, FORMACIÓN y ESCANDALOSA, FORMACIÓN INVÁLIDO GUAYANA, "SERIE" PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue empleado originalmente por LIDDLE (1928) para designar el conjunto de rocas gneisoides intensamente plegadas y granitos gnéisicos, cortados por intrusiones graníticas, que representarían el borde norte del antiguo continente de Gondwana y basamento del Escudo de Guayana. Posteriormente, LIDDLE (1946) amplió su descripción original para incluir además rocas ígneas precámbricas más jóvenes. Según BELLIZZIA (en LEV, 1956) el término abarca todo el complejo de unidades precámbricas de la Guayana venezolana; posteriormente han sido sustituidos por nombres mejor definidos. Véanse: IMATACA, COMPLEJO DE; CARICHAPO, GRUPO; PASTORA, GRUPO. INVÁLIDO "GUAYAVAL", ARENAS DE, LUTITA DE, MARGAS DE, SERIE 486 CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Estas ortografías erróneas fueron empleadas por SENN (1935, 1940) y LIDDLE (1946) para designar las Margas de Guayabal y la Formación Guacharaca de uso actual. Véanse: GUAYABAL, MARGAS DE; GUACHARACA, FORMACIÓN. VÁLIDO GUAYUTA, GRUPO O FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío superior?-Maestrichtiense) Venezuela norte-central y oriental. La referencia original se debe a LIDDLE (1928), cuando introdujo el nombre de Formación Guayuta, para designar las lutitas y calizas oscuras interestratificadas, expuestas en el río Guayuta, al noreste de Aragua de Maturín, estado Monagas. Posteriormente, HEDBERG (1937-a, b) dividió a la Formación Guayuta, de LIDDLE, en dos unidades, en el río Querecual (formaciones Querecual y San Antonio) y elevó el término al rango de grupo, lo cual fue ampliamente aceptado. MACSOTAY et al., (1985) proponen el rescate del término Formación Guayuta, para la secuencia que aflora en la isla de Chimana Grande, al no poderse diferenciar las formaciones Querecual ni San Antonio en esta localidad. El término Grupo Guayuta sin diferenciar, a veces se ha empleado para designar la litología de calizas laminadas oscuras y limolitas de aspecto ftanítico, que afloran a lo largo del frente de montañas de Guárico, y no pueden ser asignados a la Formación Querecual o a la Formación Mucaria, por la complicación tectónica que las afecta. El Grupo Guayuta, descansa concordantemente sobre el Grupo Sucre en Venezuela nororiental, y pasa lateralmente hacia el sur, en el subsuelo, a la Formación Tigre del Grupo Temblador (CVET, 1970; GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980); infrayace también de manera concordante bajo el Grupo Santa Anita, en la Serranía del Interior y bajo la Formación Guárico y equivalentes en Venezuela norte-central (NAVARRO et al., 1988); se ha sugerido la posibilidad de que parte de la secuencia metamórfica conocida en la cordillera de La Costa como Formación La Mercedes y unidades equivalentes, constituyan facies idénticas a las del Grupo Guayuta, desarrolladas en el borde norte de Suramérica, desde el Jurásico tardío dentro de la cuenca de Altamira, y que fueron correlacionables en edad durante el Cenomaniense-Campaniense, o etapa de cierre de dicha cuenca (NAVARRO et al. 1987; 1988), El Grupo Guayuta se correlaciona en edad con las formaciones La Luna y Colón, en Venezuela occidental. Véanse: QUERECUAL, FORMACIÓN; SAN ANTONIO, FORMACIÓN; MUCARIA, FORMACIÓN y RÍO CHAVEZ, MIEMBRO. VÁLIDO GUEMBELINA EXCOLATA, SUBZONA DE 487 MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. RENZ (1962) estableció una doble zonación a base de faunas de foraminíferos bentónicos en los sedimentos del Cretácico tardío y Terciario temprano en la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental. Subdividió los sedimentos cretácicos de la Formación Vidoño en dos zonas, de las cuales, la inferior es la de Haplophragmoides excavata, subdividida a su vez en dos subzonas, de las cuales la inferior es la de Güembelina excolata. En la sección del río Querecual la especie titular se restringe a la subzona; el intervalo comprende la parte basal de la Formación Vidoño y es de edad Maestrichtiense. Véase: HAPLOPHRAGMOIDES EXCAVATA,ZONA DE VÁLIDO GUEMBELINA PLUMMERAE, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. A base de faunas de foraminíferos bentónicos y planctónicos, RENZ (1962) estableció una doble zonación en los sedimentos del Cretácico tardío y Terciario temprano en la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental. Subdividió los sedimentos cretácicos de la Formación Vidoño en dos zonas bentónicas, la superior de las cuales es la de Güembelina plummerae. RENZ no describió sus zonas y subzonas bentónicas, pero en su cuadro faunal (Plate I) indicó la restricción a esta zona, en la sección tipo del río Querecual, de: Güembelina plummerae, Boliviana incrassata, Bolivinoides rhomboidea, Chrysalogonium cretaceum, Dentalina megapolitana, Guembelina plummerae, Marginvulina jarvisi, Palmula jarvisi, Siphogenerinoides bramlettei, Vaginulina barcoensis, Valvulineria allomorphinoides. Guembelina plummerae es una de las formas más abundantes en todo el intervalo que RENZ subdividió en Subzonas de Bolivinoides rhomboidea, inferior, y Bolivia incrassata, superior. En la sección del río Querecual esta zona corresponde a la parte media inferior de la Formación Vidoño y es de edad Maestrichtiense. VÁLIDO GUEMBELINA SIPHOGENERINOIDES, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Senoniense tardío) Estado Anzoátegui. Esta zona fue establecida por HEDBERG y PYRE (1944) y abarca la parte basal de su "Formación" Santa Anita en Anzoátegui nororiental, equivalente a la Formación San Juan y los 30 m inferiores de la Formación Vidoño en la sección del río Querecual, y a la parte basal de la Formación Vidoño en la región de Barcelona. Estos autores asignaron una edad cretácica (Senoniense tardío) a esta zona, a base de la presencia de Guembelina excolata, 488 Siphogenerinoides bramlettei, Siphogenerinoides cretacea, y Palmula sp. RENZ (1962) modificó posteriormente la zonación de la parte cretácica de la Formación Vidoño (Grupo Santa Anita) y estableció varias zonas y subzonas. VÁLIDO GÜINIMITA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) Estado Sucre. Referencias: Este nombre fue introducido por GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1965) para designar metasedimentos y calizas expuestos en el flanco sur de la Península de Paria, Estado Sucre. Localidad tipo: Costa sur de la península de Paria, en el lado oeste de la ensenada de Güinimita. Extensión geográfica: Aflora en algunas puntas y salientes de la costa sur de la península de Paria, desde la ensenada de Morrocoicito hasta Güiria, estado Sucre, donde desaparece, y en la isla de Patos, Dependencias Federales. Descripción litológica: En su parte inferior la unidad consiste de 56 m de esquistos sericíticos ferruginosos con metaconglomerados cuarzo-ferruginosos de grano fino (315mm diámetro) con gradación, aumentado de tamaño hacia la base. Siguen 24 m de metaconglomerados que se interrumpen por la aparición de calizas delgadas, muy fosilíferas, interestratificadas con meta-areniscas conglomeráticas y conglomerados para un espesor de 75 m. Continua una sección dominada por calizas gris oscuras, fosilífera, maciza y compacta, con abundantes vetas de calcita blanca. Sigue una secuencia de 96 m de espesor de filitas cuarzo-sericíticas, micáceas y ferruginosas, con intercalaciones de filitas cuarzosas grises y metaconglomerados cuarzo-ferruginosos, con granos de hasta 15 mm de diámetro; en la parte superior alternan capas de calizas fosilíferas y metaconglomerados cuarzo-ferruginosos rojizas, con un nivel característico de meta-conglomerados con granos elipsoidales de ferrolita. En la parte más alta de la columna expuesta hay una capa delgada de caliza con abundantes corales bien preservados. Petrográficamente, en los meta-conglomerados y las meta-areniscas domina el cuarzo con extinción ondulatoria muy débil, granos subangulares, cementados generalmente con óxido de hierro y raras veces por moscovita; la textura dominante es de mortero. Las calizas están ligeramente recristalizadas, contienen un 10-15% de cuarzo y 5 a 10% de óxidos de hierro. Las filitas contienen 60% de cuarzo, 30% de sericita y de 5 a 10% de óxidos de hierro. La asociación litológica y los conjuntos de fósiles de la Formación Güinimita indican ambientes de plataforma marina abierta cercana a la costa. Los conglomerados con guijarros mayores de 1 cm sugieren cercanía a una costa hacia el norte (placa del Caribe 489 levantada en aquella época). Los moluscos son de alta energía y profundidades de 10 – 20m. Los corales son solitarios y poco desarrollados indicando turbidez en las aguas. Espesor: En la sección tipo se midió un espesor incompleto de 269 m, ya que el tope está sumergido en el golfo de Paria. Hacia el oeste se observa un aumento de espesor hasta los 300m. Relaciones de campo: En su base la Formación Güinimita yace concordantemente por encima del Miembro Yacua de la Formación Cariaquito; su contacto superior no se conoce ya que se pierde por debajo del agua. Fósiles: La formación Güinimita es muy fosilífera, contiene varias capas de calizas ferruginosas con corales, moluscos y algas calcáreas. SCHERER (1965) menciona los siguientes fósiles diagnósticos identificados por O. MACSOTAY: Actinastrea cf. guantanamensis, Cladopyllia cf. stewartae, Thecosmilia cumanensis, Pterotrigonia cf. tocaimaana, Trigonia hondaana, Amphytriscoelus sp., Choffatella decipiens, Trocholina ex. gr., T infragranulata. Edad: Barremiense, posiblemente incluyendo parte del Aptiense, en base de su contenido faunal constituido por celenterados, gasterópodos, pelecípodos, rudistidos y algas (GONZALEZ DE JUANA et al., 1965, p. 269; 1972, p. 1572; SEIJAS, 1972, p. 1905). Correlación: La unidad se correlaciona con las formaciones Laventille de Trinidad y Barranquín de Venezuela oriental. VÁLIDO GÜIRIA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. Referencias: La Formación Güiria fue descrita originalmente por BERMÚDEZ (1966), utilizando este nombre para designar capas esencialmente arcillosas, con margas calcáreas y lentes de arenas fosilíferas, expuestas en la parte sur de la península de Paria, estado Sucre. MACSOTAY (1968), describió la unidad detalladamente. Localidad tipo: Acantilados costeros cercanos al aeropuerto de Güiria. Hoja Nº 7747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: MACSOTAY (1968), restringió la unidad a los alrededores de Güiria, estado Sucre. Descripción litológica: La Formación Güiria pasa gradualmente de una sección arcillosa y yesífera a una sección más arenosa hacia el tope. MACSOTAY (1968) describió una sección de 82,5 m cuya base se desconoce y comienza con 4 m de limolita gris verdosa 490 yesífera, 1 m de marga arenosa yesífera con moluscos mal preservados como Anadara sp y Anomia sp, y abundantes ostrácodos de aguas supralitorales (VAN DEN BOLD, 1972); 4 m de arcilla limosa gris claro con abundantes restos carbonosos y hojas de plantas; 12 m de limolita arcillosa sin estratificación aparente, con escasos foraminíferos bentónicos y pelecípodos pequeños de concha muy fina y frágil, como Leptopecten sp., Tellina sp., etc.; el yeso se presenta rellenando diaclasas; 0,5 m de arcillita pardo amarillenta con fragmentos de corales y gasterópodos como Melongena melongena; 20 m de arcillita variablemente endurecida con yeso, en su tope, que constituye el nivel rico en foraminíferos bentónicos de aguas someras descrito por BERMÚDEZ (1966); 0,5 m de coquina de matriz arcillosa, muy fosilífera (MACSOTAY, 1968). De aquí, en adelante, la sección de unos 30 m es más arenosa y carece de fósiles marinos, y en ella se intercalan areniscas conglomeráticas y limolitas arenosas, en una sección arcillo-limosa de color pardo claro. La Formación Güiria representa facies marinas someras y lagunares, coevales y probablemente equivalentes laterales de las formaciones Mesa y Paria (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). MACSOTAY (1968), en base a la fauna de moluscos, corales e icnofósiles, indica que la formación se depositó en un ambiente marino eurihalino con paleoprofundidades de 2 a 10 m. BERMÚDEZ (1966), indica que el contenido faunal revela que el ambiente ecológico es de aguas someras y salobres, análogo a las condiciones que predominan en los mares próximos del golfo de Paria. Espesor: BERMÚDEZ (1966), estimó un espesor de 100 m MACSOTAY (1968), midió 82,5 m de sección continua, estimándose que puede llegar a los 200 m en el subsuelo (la base de la formación se desconoce). Relaciones de campo: El contacto inferior de la unidad no aflora, pero se presume discordante sobre las rocas metamórficas. La unidad infrayace a la Formación Mesa y a sedimentos continentales recientes. MACSOTAY (1976), indica que el contacto superior se presenta como una discordancia angular de bajo grado con la Formación Río Salado. Fósiles: La Formación Güiria en su parte inferior y media presenta una abundante fauna de moluscos bentónicos: Anadara (Larkinia) grandis patricia, A. Chemnitzoides, Crassinella guadalupensis y Neritina virgínea. Hacia el tope de la unidad inferior, los sedimentos son ricos en foraminíferos bentónicos de aguas someras salobres, descritos por BERMÚDEZ (1966), así como una aglomeración de macrofósiles pequeños y medianos, con predominio de los géneros Arca, Cerithium, Nerita y Ostrea. Edad: Originalmente se le asignó una edad Plioceno tardío (BERMÚDEZ, 1966; y VAN DEN BOLD, 1972). MACSOTAY (1976) indica una edad Pleistoceno temprano en base a su fauna de moluscos. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) indican que la Formación Güiria representa facies marinas someras a lagunares, coevales y probables equivalentes laterales de las formaciones Mesa y Paria, con lo cual la edad es Pleistoceno. Correlación: GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), indican una probable correlación lateral con la formaciones Mesa y Paria de los llanos de Monagas, Anzoátegui y Delta Amacuro. Indican, estos autores, que la Formación Güiria, pasa lateralmente a facies 491 aluviales piemontinas en la península de Paria, descritas como Formación Río Salado. MACSOTAY (1968), correlaciona la Formación Güiria con la Formación Río Salado. MACSOTAY (1976), correlaciona la unidad con la Formación Chiguana (hacia el oeste) y los miembros Matura y Comparo de la Formación Talparo en Trinidad, hacia el este. INVÁLIDO GURI, FORMACIÓN DE GNEIS DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este término fue propuesto por SHORT y STEENKEN (1962) para designar "gneises blancos sin bandas de cuarcita ferruginosa, que cubren la mitad de la porción sureste de la región Aro-Guasipati". Posteriormente CHASE (1965) empleó el nombre de Trondhjemita de Guri en el Cuadrilátero de Panamo, para designar parte del gneis de Guri de SHORT y STEENKEN, que abarca diversas unidades ígneas y metasedimentarias. KALLIOKOSKI (1965) comentó lo inapropiado del nombre. El término se considera como inválido por su definición deficiente, ya que incluye unidades separables, y ha sido sustituido posteriormente. Véase: GURI, TRONDHJEMITA DE. VÁLIDO GURI, TRONDHJEMITA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: CHASE (1965) designa con este nombre, a la roca aligoclásica-cuarzobiotítica que forma numerosos plutones que intrusionan concordantemente a su Anfibolita de Panamo, al sur de la falla de Guri, en la región de las Adjuntas-Panamo. MENENDEZ (1994) considera a la unidad como parte del Complejo de Supamo. Localidad tipo: Río Guri, que fluye hacia el oeste en la región de las Adjuntas-Panamo. (Hoja N° 7639, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) Extensión geográfica: Según CHASE (op. cit.) la unidad aflora unos 40 km. al oeste de la localidad tipo, más allá del río Caroní y unos 15 Km al sur del Cerro Panamo. Al este, la reconoce hasta el área de Villa Lola, pero posiblemente se extienda más lejos aún en esa dirección. Descripción litológica: Contiene fases trondhjemíticas leucocráticas y melanocráticas, generalmente foliadas, particularmente en los plutones mayores. Ha sufrido cizallamiento 492 extenso con crecimiento de biotita a lo largo de los planos de cizallamiento y a través de la hornablenda. Los cristales de cuarzo y de feldespato están triturados y pulverizados a lo largo de dichos planos. Contiene como minerales esenciales: plagioclasa (45,7 a 56.1%) que puede ser oligoclasa o andesina, y cuarzo (26 a 41,5%), el feldespato potásico está ausente o se presenta en cantidades muy pequeñas (5%), la biotita en cantidades subordinadas; y otros minerales ferromagnesianos, cono anfíbol y diópsido, son escasos (03,5%).Contiene además como accesorios apatita, esfena, alaníta, circón y óxidos de hierro. La leucotrondhjemita contiene un porcentaje por volumen de plagioclasa similar a la melanotrondhjemita, pero tiene más cuarzo y carece de ferromagnesianos. La fase melanocrática es la más antigua y de aspecto gnéisico, como resultado de la segregación en bandas de minerales félsicos y de biotita. La fase leucocrática corta a la melanocrática. Estas dos son a su vez, cortadas por una tercera más leucocrática y de grano más grueso, con grandes cristales de plagioclasa gris azulada. Ambiente tectónico y petrogénesis: CHASE (op. cit.) considera que el magma que originó la unidad, fue inyectado durante el plegamiento de su anfibolita de Panamo y pudo haberse originado, como resultado de una fusión parcial de rocas de composición basáltica, con una relación alta de Na/K o como fundido granodiorítico, con cesión de potasio a la roca caja. Relación de campo: La unidad forma cuerpos plutónicos concordantes, de hasta 12 km de longitud y 2 km de anchura, alargados paralelamente al rumbo regional este-noreste de las anfibolitas que intrusionan concordantemente. Edad: Precámbrico. CHASE (op. cit. asignó a la unidad una edad mínima de 2000 Ma, determinada por K/Ar en biotita. GAUDETTE, et al. (1977), señalaron una edad isocrona de 2817 ± 57 Ma, basada en Rb/Sr en roca total del Gneis Trondhjemítico de Pueblito de ESPEJO (1974) (sinónimo de la Trondhjemita de Guri) y también deducen una edad U/Pb de 2660 ± 30 Ma, a partir de circones procedentes de las mismas muestras. KLAR (1978, en MENENDEZ, 1994) y GIBBS (1979) reinterpretan los datos aportados por GAUDETTE et al. (op. cit.), e indican que una edad Proterozoico temprano para la unidad, es la más apropiada de acuerdo a la información con que se cuenta. Sinonimia El Complejo de Gneis de Carichapo de MCCANDLESS (1966) y el Gneis Trondhjemítico de Pueblito de ESPEJO (1974) son sinónimos de la unidad por su composición litológica, por tener la misma posición estratigráfica y una extensión geográfica semejante. VÁLIDO GYROIDINA DEPRESSA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es una de las zonas basadas en foraminíferos bentónicos, establecidas en el río Querecual por RENZ (1962), cuyos rasgos diagnósticos se muestran en un cuadro sin 493 descripción textual. Corresponde a la parte media de la Formación Vidoño e incluye el contacto Cretácico-Paleoceno. INVÁLIDO GYROIDINA-BULIMINA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta zona fue definida por HEDBERG y PYRE (1944) en la Formación Vidoño. Autores más recientes (BOLLI, 1957-b; STANLEY, 1960; RENZ, 1962; LAMB, 1964-b) aplicaron zonaciones a base de foraminíferos planctónicos en la Formación Vidoño y el término ha caído en desuso. 494 H INVÁLIDO "H. O. Z"., GRUPO, ZONA CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Esta es una abreviatura del nombre "Heavy Oil Zone", con el cual se designó la sección con petróleo pesado de la Formación Lagunillas (CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, 1948). Véase: PETRÓLEO PESADO, GRUPO. INVÁLIDO HALYMENITES, ARENISCAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estados Trujillo y Zulia. LIDDLE (1946) describe en las secuencias superiores de su Formación Misoa-Trujillo (Misoa de uso actual, fide BRONDIJK, 1968), paquetes espesos de arenisca que fue denominada como Arenisca de Halymenites, debido a la presencia de galerías abundantes del icnofósil Halymenites. MACSOTAY (1972-a) aclara que el término designa los numerosos horizontes de cuarzoarenita con el icnofósil Ophiomorpha, que caracteriza a la Formación Misoa, en la serranía de Ziruma (el área tipo). Estas areniscas bioturbadas se hallan a varios niveles, pero siempre restringidas a la Formación Misoa, en la región. Véase: MISOA, FORMACIÓN. INFORMAL HANNATOMA, CALIZA CON CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Zulia. En la localidad tipo de la Formación La Victoria. SUTTON (1946) empleó el término de "caliza con Hannatoma" para designar una capa caracterizada por su abundante contenido del gasterópodo Hannatoma emendorferi. KEHRER (1949) también utilizó el término con este mismo sentido. GUEVARA (1967) la consideró como un desarrollo lenticular de la Formación La Victoria. Véase: LA VICTORIA, FORMACIÓN. 495 VÁLIDO HANNATOMA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Táchira. El género Hannatoma, en particular la especie H. emendorferi, es un elemento clave en la fauna de moluscos de la Formación Carbonera, de Venezuela suroccidental (estado Táchira) y regiones adyacentes de Colombia. (DURHAM et al., 1949) analizaron la edad de esta fauna y la establecieron como Eoceno tardío en esta región. KEHRER (1949) utilizó el término de "zona de Hannatoma" y junto con otros autores, se refiere al "nivel" o "capas de Hannatoma" en sentido cronoestratigráfico; en el mismo Simposio, mencionó la presencia de la unidad en Zulia nororiental y en el río Boconó, en el límite entre los estados Portuguesa y Barinas. VÁLIDO HANTKENINA ARAGONENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Trinidad. Esta zona de la parte inferior del Eoceno medio fue definida por BOLLI (1957-d), en la Formación Navet de Trinidad. LAMB (1964-b) mencionó su presencia provisional en la Formación Caratas de Venezuela oriental. BERMÚDEZ y GAMEZ (1966) la reconocieron en el Grupo Punta Carnero de la isla de Margarita. VÁLIDO HAPLOPHRAGMOIDES EXCAVATA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. A base de foraminíferos bentónicos y planctónicos, RENZ (1962) estableció una doble zonación en los sedimentos del Cretácico tardío y Terciario temprano de la sección del río Querecual, Anzoátegui nororiental. Subdividió la parte inferior (cretácica) de la Formación Vidoño en dos zonas bentónicas, de las cuales la inferior es la de Haplophragmoides excavata que corresponde a la Zona de Guembelina-Siphogenerinoides de HEDBERG y PYRE (1944). RENZ no describió sus divisiones bentónicas, pero en su cuadro faunal indicó que Guembelina excolata es la única especie restringida a la Zona de Haplophragmoides excavata en la sección tipo; subdividió la zona en dos subzonas: de Guembelina excolata, inferior, y de Gaudryina foeda, superior. En la sección tipo del río Querecual la Zona de Haplophragmoides excavata corresponde a la parte basal de la Formación Vidoño y es de edad Maestrichtiense. 496 INFORMAL HAPLOPHRAGMOIDES, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Zulia. Esta zónula forma parte de la zona de Bathysiphon sp. A., establecida por YOUNG (1960) en la región de Ceuta, estado Zulia; corresponde al Miembro Poro de la Formación La Puerta. Véase: BATHYSIPHONSP. A, ZONA DE. VÁLIDO HAPLOSTICHE, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Albiense temprano (?)-medio) Estado Monagas. La Zona de Haplostiche, con Haplostiche texana, fue establecida por MAYNC (en ROD y MAYNC, 1954) en la serranía del Interior de Venezuela nororiental. Según el autor, esta zona se restringe a la parte inferior de la Formación Chimana que atribuyó al Albiense temprano (?) y medio. Además del género titular, MAYNC enumeró los siguientes foraminíferos restringidos a la parte inferior de la Formación Chimana: Lituola subgoolandensis, Lituola sp., L. aff. L. camerata y Triplasia acutocarinata, y señaló que la forma típica de Haplostiche texana se reconoce también en la Formación Lisure de la sierra de Perijá. INVÁLIDO HATO NUEVO, CAPAS DE MESOZOICO (Cretácico) Colombia. Utilizando una localidad tipo en Colombia nororiental, se ha empleado este nombre para designar estratos de las formaciones Colón y La Luna en la sierra de Perijá en Venezuela; algunos autores han afirmado incorrectamente que la localidad tipo se encuentra en este país. MAURY (1925-c) introdujo el término en forma casual y las capas fueron mencionadas por LIDDLE (1928, 1946). CH. DE RIVERO (en LEV 1956) suministró detalles adicionales. 497 VÁLIDO HATO VIEJO, FORMACIÓN PALEOZOICO (Cámbrico Temprano) Estado Monagas. Referencias: El término Formación Hato Viejo fue publicado originalmente por HEDBERG (1942), siendo el autor del nombre HAAS (en HEDBERG 1950). FEO CODECIDO (en LEV, 1956) resumió lo publicado sobre la unidad por LIDDLE (1946), BUCHER (1952) y FEO CODECIDO (1953-54). Localidad tipo: Pozo Hato Viejo, de la Standard Oil Company, en el intervalo 835 a 869 m. El pozo está ubicado a unos 50 km al sur de Pariaguán, en el distrito Monagas del estado Anzoátegui, (Hoja N° 7240, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Subsuelo de la parte sur del estado Guárico, y suroccidental del estado Anzoátegui. La formación desaparece al este de Anzoátegui meridional y parece ser relativamente delgada, en la mayoría de los pozos perforados en el estado Guárico. Se desconoce afloramientos en superficie. Descripción litológica: La unidad consiste de una arenisca de grano fino a grueso, colores gris-rosado, gris y gris oscuro, friable, dura, maciza y áspera, ligeramente calcárea y en partes muy micácea y pirítica; los granos son redondeados y muy bien cementados. La arenisca contiene conglomerados y peñas de cuarcita a intervalos irregulares; localmente, se presentan vetas de calcita a lo largo de fracturas. Algunas secciones de la arenisca muestran características cuarcíticas; otras son muy feldespáticas, verdes y glauconíticas). HEDBERG (op. cit.) añadió que la formación consiste principalmente en areniscas arcósica-cuarcítica, de grano mediano a grueso, con algunas láminas de argilita verde. En la parte inferior, el conjunto mineralógico se caracteriza por leucoxeno y zircón, hacia arriba, pasa a uno con granate y biotita. El ambiente de sedimentación es continental, y sus sedimentos representan el relleno de cuenca (facies fluvial y/o piedemonte) de una fase erosiva, contemporánea o subsiguiente a un período de intensa actividad tectónica. Espesor: El espesor máximo penetrado es de unos 91 m. Relaciones de campo: La formación infrayace a la Formación Carrizal del Paleozoico (Cámbrico temprano), con la cual guarda estrecha relación, y suprayace discordantemente a las rocas precámbricas del escudo de Guayana. En pozos del área de Zuata, se encuentran intercalaciones arenosas dentro de la Formación Carrizal, que presentan las características de la Formación Hato Viejo. Podría considerarse, que en su parte más joven al menos, esta última formación equivale cronológicamente a la Formación Carrizal. Fósiles: Hasta el presente, no hay mención de fósiles en la formación. Edad: La edad de esta formación ha sido modificada a Cámbrico temprano, de acuerdo al cambio en edad sufrido por la Formación Carrizal, suprayacente (DI GIACOMO, 1985; SINANOGLU, 1980). 498 INFORMAL HIGUERONES, MIEMBRO (Formación Pagüey) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio? tardío) Estado Portuguesa. OSUNA, et al. (1995) fueron los primeros en proponer la división de la Formación Pagüey en tres miembros que, en orden ascendente, son: Arandia, La California e Higuerones. La sección tipo del miembro Higuerones está en la quebrada Higuerones, estado Portuguesa; de más fácil acceso es la sección de referencia en la carretera a la represa de Tucupido. Se compone de unos 705 m de una alternancia monótona de lutitas y areniscas con algunos lentes de limolitas y calizas impuras. En su base, contiene capas métricas de lutitas arenosas con capas centimétricas de concreciones ferruginosas en forma de rosario. Las areniscas muestran estructuras sedimentarias como bases abruptas con moldes de carga, abundante icnofauna y estratificación cruzada, paralela y ondulada; el miembro es transicional con la suprayacente Formación Tilangona. ARNSTEIN, MONROY y DI GIANNI (en OSUNA op. cit.), en las secciones de las quebradas Parángula, Bellaca, Arandia e Higuerones, reportan los siguientes fósiles: Microfauna: Acarinina sp., Globigerinatheka sp. Nannoplancton: Coccolithus pelagicus Ericsonia sp., Helicosphaera lophota, y Discoaster tani. Palinomorfos: Bombacacidites soleaformis, B. forereticulatus, Retitricolporites sp., Janmulleripollis pentaradiatus, Echitriporites trianguliformis "A", Bombacacidites foveoreticulatus. Las areniscas contienen abundantes estructuras sedimentarias, icnofósiles y macro-fósiles que indican un ambiente costero a nerítico interno, que alcanza localmente a nerítico medio a externo. Su edad, basada en polen y foraminíferos planctónicos, es Eoceno medio, parte superior a Eoceno tardío. La asociación de palinomorfos determinan la zona 22/23 del Eoceno medio. El conjunto de nannoplancton extiende el rango de la unidad al Eoceno tardío, Zona NP17-NP18. La microfauna bentónica representa condiciones que varían de plataforma interna a media. La icnofauna del Miembro Higuerones es un conjunto que representa condiciones que varía de plataforma externa en la base a plataforma interna en el tope: Thalassinoides, Planilites, Cochichnus, Bergaueria y Tigillites. La unidad suprayacente es reconocida como Formación Parángula, donde no se encontraron fósiles que precisen la edad de esta secuencia. Véase PAGÜEY, FORMACIÓN. INVÁLIDO HOMBRE PINTADO, ARENAS PETROLÍFERAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1946) empleó este nombre para designar areniscas petrolíferas, muy finamente estratificadas, de la Formación Agua Clara en el campo petrolífero de Hombre Pintado, 499 estado Falcón. CHAPPEL (en LEV, 1956) señaló que la arenisca de Hombre Pintado y las arenas petrolíferas de Hombre Pintado representan horizontes diferentes. INVÁLIDO HOMBRE PINTADO, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) describió un afloramiento de arenisca de unos 17 m de espesor en la quebrada Hombre Pintado y posteriormente en 1946, sugirió su posible correlación con la arenisca de El Alasano hacia el este. Según CHAPPEL (en LEV, 1956) la arenisca de Hombre Pintado ocupa la base de la Formación Cerro Pelado y no es sinónimo de las Arenas Petrolíferas de Hombre Pintado. INVÁLIDO HORMIGA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Trujillo. Este término figuró en los cuadros de correlación de MENCHER et al., (1953) y de YOUNG et al.,(1956) sin descripción textual y fue analizado brevemente por FEO CODECIDO (en LEV, 1956), como parte de la serie Palmar-Isnotú. INFORMAL HORMOSINA, HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término fue empleado por YOUNG (1958) para designar intervalos locales menores con foraminíferos arenáceos en la Formación La Villa. VÁLIDO HUMOCARO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno- Eoceno temprano?) Estado Lara. Referencias: RENZ et al., (1955) describieron depósitos paleocenos de plataforma cerca de Humocaro Bajo y Acarigua en Lara occidental y mencionaron su diferenciación de los 500 depósitos correlativos de la cuenca al noreste. Posteriormente, RENZ (1960-b) introdujo el nombre de Formación Humocaro para designar estas capas, sin definición formal. RENZ (1960-c), ROD (1960-b) y CAUDRI (1961) añadieron comentarios sobre la categoría de la unidad, pero MUÑOZ (1966) fue el primero en suministrar una definición formal y descripción adecuada de la misma. Localidad tipo: Canales para riego a lo largo de la ribera izquierda de la quebrada Porra, cerca de Humocaro Bajo, estado Lara (MUÑOZ, 1966). (Hoja N° 6244, escala 1:100.000 Cartografía Nacional). Descripción litológica: La parte inferior (280 m) consiste de lutitas de color gris oscuro intercaladas con areniscas calcáreas y calizas conchíferas conspicuas; la parte media (210 m) de la unidad forma crestas compuestas de calizas orbitoideas arenosas, interestratificadas con areniscas y limolitas calcáreas; la parte superior (130 m) consiste principalmente de areniscas cuarzosas que gradan hacia arriba a areniscas arcósicas. La unidad se depositó en un ambiente marino de plataforma, con desarrollos arrecifales. Espesor: 620 m en los alrededores de la sección tipo, donde las calizas de la parte media son biostromales. Hacia el noreste estas calizas se convierten en biohermales y aumentan de espesor, y la parte media por si sola mide 700 m de espesor. Relaciones de campo: La Formación Humocaro suprayace concordantemente a las lutitas de la Formación Colón e infrayace a las oolitas ferruginosas de la Formación Quebrada Arriba. Fósiles: Las calizas basales contienen Venericardia del grupo V. planicosta. Las ricas faunas de macroforaminíferos en la parte media incluyen Operculinoides bermudezi, O. senni. O. antillea, O. tobleri, O. cf, catenula, Discocyclina barkeri, D. mestieri, Pseudophragmina cookei y Amphistegina schoeffleri. En las capas superiores extremas se reconoce Eoconudoides wellsi. Edad: Paleoceno, posiblemente extensiva al Eoceno temprano. Correlación: La unidad forma parte de una secuencia, lateralmente variable, de capas paleocenas de aguas marinas poco profundas, en parte arrecifales, depositadas alrededor de una cuenca marina profunda. Como tal, se correlaciona estrechamente con la parte inferior de la Formación Valle Hondo en la región adyacente a Trujillo, así como con unidades más distantes, como son los miembros Morro del Faro y Caramacate de la Formación Guárico y parte de la Formación Guasare. MUÑOZ (1966) sugirió la conveniencia de introducir nuevos nombres formacionales para designar las variantes litológicas, que reflejan cambios de ambiente en este complejo de capas. Esto posiblemente sea verdadero para estudios locales detallados, pero para propósitos regionales, parece más sencillo aplicar el nombre de Humocaro en sentido amplio, reconociendo su gran variabilidad en cuanto a tipos y proporciones de calizas y depósitos clásticos. 501 INVÁLIDO HURUPÚ, CAPAS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. MAURY (1925-c) se refirió a las capas de Hurupú como representativas del Turoniense cerca de Guanoco, estado Sucre. No dio descripción alguna, pero probablemente se refería a afloramientos de la Formación Querecual. VÁLIDO HUSITO, MIEMBRO (Formación Pozón) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. El término fue introducido por SUTER (1947), como Miembro de Arcillas Margosas de Husito, para la unidad media de la Formación Pozón y descrita en detalle por RENZ (1948). En la localidad tipo, situada en el flanco sur del anticlinal de Pozón, distrito Acosta del estado Falcón, la unidad consiste de 536 m de arcillas margosas pardo-chocolate a grispardas, que meteorizan a pardo-amarillento, con numerosas intercalaciones de margas de foraminíferos, que se hacen más frecuentes hacia el tope de la unidad. En el tercio inferior, se presenta un horizonte de concreciones de marga consolidada blanca y amarilla. Se observan granos diseminados de glauconita. En El Mene de Acosta las margas son más abundantes y las arcillas son de color anaranjado a marrón chocolate. Unos 120-150 m por encima de la base aparece un persistente horizonte con equinoides (RENZ, 1948). Según RENZ (1948), el miembro se depositó en condiciones marinas, entre los 200 y 600 m de profundidad, bajo condiciones climáticas cálidas. VAN DEN BOLD (1966), en base a los ostrácodos, interpreta una profundidad marina de unos 100 a 170 m para la mayor parte del Miembro Husito, pasando a unos 30 a 70 m para la parte superior. Los contactos, tanto inferior con el Miembro Policarpio, como superior con el Miembro Huso de la misma formación, son concordantes. El miembro es ricamente microfosilífero. RENZ (1948) estudió sistemáticamente los foraminíferos y estableció la Zona de Siphogenerina transversa (parte superior) y las zonas de Globorotalia fohsi, de Valvulineria herricki y de Marginulinopsis basispinosus. BLOW (1959) estudió igualmente los foraminíferos, con especial énfasis en los planctónicos y reconoció las zonas de Globorotalia fohsi barisanensis (= G. fohsi peripheroronda), de G. fohsi fohsi, de G. fohsi lobata, de G. fohsi robusta y de Globorotalia mayeri, definidas anteriormente en Trinidad, y estableció las zonas de Globorotalia menardii menardii/Globigerina nepenthes y de Sphaeroidinella seminulina (parte inferior). En términos modernos, el Miembro Husito es de edad Mioceno medio y tardío, desde la Zona de Globorotalia fohsi peripheroronda hasta la de Globorotalia acostaensis (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). VAN DEN BOLD (1966) estudió sistemáticamente los ostrácodos. 502 VÁLIDO HUSO, MIEMBRO (Formación Pozón) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. El nombre de Miembro de Arcillas de Huso fue introducido por SUTER (1947) para la unidad superior de la Formación Pozón, pero la descripción detallada es de RENZ (1948). En la localidad tipo, ubicada en el anticlinal de Pozón, distrito Acosta del estado Falcón, la unidad consiste de arcillas grises no calcáreas, que meteorizan a rojo, con intercalaciones de margas y arcillas margosas gris-pardas, que meteorizan a amarillo; los granos de glauconita son raros. Algunas de las capas de margas alcanzan un espesor de hasta 20 m. Hacia el tope de la unidad, se presentan lentes ocasionales de arena calcárea de grano fino, parda amarillenta. El espesor en la sección tipo es de 496 m. En la región de El Mene de Acosta, las arcillas son grises, las capas de margas son más abundantes y las arenas están ausentes. El espesor, de 570 m, es incompleto, ya que el tope está cortado por depósitos aluviales. Según RENZ (1948), la unidad se sedimentó en condiciones marinas poco profundas, inicialmente a unos 100 m de profundidad, que disminuyó a 50 m y, eventualmente, a condiciones muy someras, con influencias salobres al tope. VAN DEN BOLD (1966), en base a los ostrácodos, interpreta un ambiente marino de profundidad inferior a los 30 m para la sedimentación de la unidad. El contacto inferior es concordante y transicional con el Miembro Husito de la misma formación y el superior es concordante con la Formación Ojo de Agua, colocándose en la base de la primera arenisca masiva de dicha formación. Este contacto es de carácter diacrónico, haciéndose progresivamente más joven de oeste a este. RENZ (1948) estudia sistemáticamente los foraminíferos del miembro y establece la Zona de Robulus senni y las zónulas de Vaginulinopsis superbus-Trochammina cf. pacifica, de Textularia panamensis y de Elphidium poeyanum-Reussella spinulosa. BLOW (1959) estudia igualmente los foraminíferos, con especial énfasis en los planctónicos, y establece la Zona de Sphaeroidinella seminulina (parte superior) y la Zona de Globigerina bulloides. VAN DEN BOLD (1966) estudia de la misma forma los ostrácodos En términos modernos, la edad del Miembro Huso es Mioceno tardío (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). 503 I VÁLIDO ICOTEA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Zulia. Referencias: La descripción original de la Formación Icotea corresponde a HASS y HUBMAN (1937), aunque la primera referencia fue dada por HEDBERG y SASS (1937). SUTTON (1946) describe la formación y discute sus posibles relaciones estratigráficas. YOUNG (1958) describe la formación en el oeste del lago de Maracaibo y Perijá. AZPIRITXAGA (1985) la estudió en el campo Boscán, distrito Urdaneta, estableciendo cinco subdivisiones informales, de la A a la F. QUIJADA y CALDERA (1985) mencionan la presencia de la formación en el campo Alpuf, y subsuelo de los distritos Perijá y Urdaneta. Localidad tipo: Pozos de la vecindad de Punta Icotea, costa oriental del lago de Maracaibo, entre Ambrosio y La Rosa, distrito Bolívar, estado Zulia. (Hoja N° 5947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Subsuelo de los campos petrolíferos del lago de Maracaibo, y parte oriental del distrito Perijá, al oeste del lago en los campos de Boscán y Alpuf. Descripción litológica: La Formación Icotea consiste de limolitas y arcilitas duras, macizas blancas a gris claro, ocasionalmente carbonáceas y moteadas de verde claro, amarillo y marrón rojizo. Son frecuentes esferulitas de siderita, capas ocasionales de lutitas y areniscas verdosas a gris. Según AZPIRITXAGA, (1985), en el área de Boscán, la formación es predominantemente lutítica, con capas de arenisca de 3 a 4,5 m de espesor, localmente petrolíferas YOUNG et al., (1956) al describir el campo Boscán, mencionan sedimentos terrestres oxidados y algunas evaporitas en la porción superior de Icotea. La ausencia de fósiles y la poca información disponible sobre estudio de niveles, dificulta la identificación del paleoambiente bajo el cual se depositó la formación. HAAS y HUBMAN (1937), y SUTTON (1946), postulan la posibilidad de depósitos eólicos en las zonas remanentes de la superficie de la discordancia. El color blanquecino y la presencia de siderita-esferulita, indican condiciones reductoras (HAAS y HUBMAN, 1937). Espesor: Debido a que la Formación Icotea se depositó en las depresiones de la superficie erosionada del Eoceno, sus espesores son variables en la cuenca de Maracaibo. En el área tipo, en el sinclinal de Icotea, el espesor varía de 20 a 180 m. En la costa occidental del lago, el espesor es de alrededor de 15 m, mientras que en el campo Boscán es de 200 m o más (AZPIRITXAGA, 1985). Relaciones de campo: La formación yace en discordancia angular sobre la superficie erosionada del Eoceno, en toda el área de la cuenca de Maracaibo. Está cubierta 504 discordantemente por la Formación La Rosa (Miembro Santa Bárbara); lateralmente la formación grada hacia el oeste, a la Formación Peroc. Fósiles: Con excepción de algunos foraminíferos redepositados del Eoceno, la Formación Icotea carece de fósiles. Edad: Por su posición estratigráfica, la formación ha sido asignada al Oligoceno, aunque no se descarta una edad Mioceno temprano (LEV, 1970). Correlación: La Formación Icotea se correlaciona con la Formación Peroc, unidad basal del Grupo El Fausto, sierra de Perijá. YOUNG (1958), la correlaciona con el miembro inferior de Peroc. Hacia el sur y sureste, probablemente correlaciona con la Formación León. (KUYL, et al., 1955). Importancia económica: La Formación Icotea es productora de petróleo en el campo costanero de Bolívar, generalmente en asociación con la Arena Santa Bárbara, de la Formación La Rosa. En el oeste del lago (campo Urdaneta), así como en el campo Boscán, donde produce petróleo pesado conjuntamente con la Formación Misoa, del Eoceno. VÁLIDO ICHÚN, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: BRICEÑO et. al. (1989) publicaron originalmente este nombre para designar "una secuencia de rocas volcánicas y rocas sedimentarias que constituyen la base del Grupo Roraima y se hayan en discordancia angular sobre las volcánicas del Grupo Cuchivero", que afloran en las inmediaciones del tepuy Ichún, estado Bolívar. Aunque su descripción es muy completa, se incluye como informal, hasta tener una mejor definición. Localidad tipo: Aguas arriba del raudal Los Brasileros (río Paragua) hasta el salto Espuma, en la región sur-central del estado Bolívar. Extensión geográfica: Aflora extensamente alrededor de los tepuis Ichún y Guanacoco y en un sector de los ríos Ichún y Paragua, en donde se establece la localidad tipo. Descripción litológica: Los autores dividen la unidad en tres miembros: uno inferior constituido por tobas, aglomerados y brechas volcánicas con menores proporciones de areniscas volcanoclásticas y flujos intermedios, con un espesor de aproximadamente 950 m, un miembro intermedio constituido por areniscas cuarzosas, flujos faneríticos, areniscas volcanoclásticas y feldespáticas, localmente conglomeráticas y tobas de cenizas y un miembro superior en el cual las volcánicas félsicas son más abundantes y están intercaladas con tobas y areniscas volcanoclásticas. Tanto el miembro intermedio como el superior alcanzan 920 m de espesor. Las rocas tobáceas no muestran evidencias de metamorfismo ni 505 de deformación, muestran buena estratificación y tienen composición semejante a las de la Formación Caicara. De acuerdo a los aspectos geológicos, petrográficos y geoquímicos de las rocas de la Formación Ichún, los autores consideran que se originaron por erupciones violentas de lavas y material piroclástico a partir de un magma de composición intermedia, generado por fusión parcial de rocas corticales, seguidas por períodos de sedimentación en llanuras de inundación o fango-costera. Espesor: La unidad alcanza un espesor total de aproximadamente 2500 m, distribuidos en los tres miembros ya descritos. Relaciones de campo: La secuencia volcano-sedimentaria es discordante sobre las volcánicas de la Formación Caicara e infrayacen concordantemente a rocas de la Formación Uairén del Grupo Roraima. Edad: De acuerdo a la posición estratigráfica de las rocas de la Formación, la edad se establece entre 1900 ± 200 Ma que es la edad estimada de la Formación Caicara y 13501550 Ma, la cual se ha determinado para el Grupo Roraima 1700 Ma que es la edad radiométrica de la diabasa que intrusiona al Grupo Roraima. Geoquímica: La secuencia volcano-sedimentarias muestran un empobrecimiento en los elementos Fe, Ca, Mg, P y Mn en las rocas más diferenciadas, por otra parte el Al presenta un ligero enriquecimiento en las rocas menos evolucionadas. El K, muestra fraccionamiento moderado con tendencia a enriquecerse en las rocas más diferenciadas. Los elementos trazas Th, Hf, Zr, Rb, Y, La, Ce, e Yb, indican un buen grado de diferenciación. Sus patrones de distribución permiten postular aspectos importantes en cuanto a las relaciones comagmáticas y evolución magmática de la serie de rocas estudiadas. Importancia económica: En el área existen numerosas concesiones mineras otorgadas para oro y diamante. Además los tipos litológicos son fuentes probables para cobre, plomo y zinc. INVÁLIDO IGLESIAS, "SERIE" PRECÁMBRICO Estado Mérida. La versión en castellano de la publicación de KÜNDING (1938-b) hizo referencia al "Grupo Iglesias", mientras que la versión en inglés del mismo texto se refiere a la "Serie Iglesias". SUTTON (1946) se refirió a la unidad con el nombre de Serie Iglesias. En el LEV (1956) se recomienda retener la terminología de "Grupo", que se ajusta a las reglas de nomenclatura estratigráfica, y abolir el término "Serie" Véase: IGLESIAS, COMPLEJO. 506 VÁLIDO IGLESIAS, COMPLEJO PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Mérida. Referencia: KÜNDIG (1938) introdujo este nombre para definir someramente una unidad heterogénea de rocas sedimentarias e ígneas, intensamente metamorfizadas. SUTTON (1946), añadió algunos datos sobre la unidad. SCHUBERT (1968), estudió sus afloramientos en la región de Barinitas-Santo Domingo, donde subdividió al grupo en tres unidades informales de uso local. Incluido por BENNEDETTO (1982) en la Zona 3 de su zonación tectono-estratigráfica del Noroeste de América del Sur y por BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) aplican la denominación de Complejo Iglesias para referirse al basamento del llamado Terreno o Dominio Mérida. Localidad tipo: La unidad tiene su localidad tipo en el cerro Las Iglesias, Macizo de Los Conejos, al noroeste de la ciudad de Mérida. (Hoja N° 5941, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Buenos afloramientos se observan en los flancos noreste y sureste (Macizo de los Gatos), de Los Andes merideños y en la región de Barinitas-Santo Domingo, estado Barinas. Extensión geográfica: Las rocas que integran este grupo, están expuestas ampliamente en la región central andina. Los mayores afloramientos se encuentran en el cerro Las Iglesias, Macizos de Los Conejos, al noroeste de la ciudad de Mérida y en la sierra Nevada de Mérida; localmente se extiende hacia el sur, hasta los alrededores de Chacantá. También afloran en la región de Santo Domingo, y en el macizo del Colorado, en los estados Mérida y Barinas. Descripción litológica: KÜNDIG (1938) describió en el Páramo de Los Conejos, ortogneises biotíticos, gneises migmatíticos con inyecciones aplíticas "Lit-Par-Lit", augengneis pórfido, blásticos biotíticos de grano grueso, gneis de grano fino, con granate y biotita y micaesquistos granatíferos. En el macizo de Los Gatos afloran gneises dioríticos y graníticos, escasos paragneises y sills de anfibolita. La unidad ha sido dividida en tres formaciones: Sierra Nevada, Bella Vista y Tostosa, las cuales son tratadas por BELLIZZIA y PIMENTEL (op. cit) como unidades litodémicas con el rango de asociaciones. En Barinitas-Santo Domingo, SCHUBERT (1968) reconoció tres unidades informales, que dé más antigua a más joven, designa como sigue: Gneis Bandeado de La Mitisús, Esquistos y Cuarcitas del Alambique y Gneis Granítico de La Raya. De acuerdo a BELLIZZIA y PIMENTEL (op. cit) la unidad se compone esencialmente de esquistos y gneisescuarzofeldespático-micáceo-granatíferos, ortogneises graníticos y anfibolitas; localmente se encuentran cuerpos lenticulares de cuarcitas, migmatitas y mármoles y en el tope de la sección, esquistos pelíticos bien laminados con estaurolita, andalusita y cianita. Es interesante mencionar, que en esta asociación litológica, no se han encontrado rocas granulíticas, aunque localmente el grado metamórfico alcanza la catazona (anatexis). El 507 prototipo del Complejo Iglesias, considerado esencialmente de origen sedimentario, es en parte de origen magmático, de acuerdo a las peculiaridades petrológicas, geoquímicas y magmáticas (BELLIZZIA y PIMENTEL, op. cit). El conjunto litológico se depositó posiblemente en un ambiente plataformal. Espesor: El espesor del grupo no se ha determinado. Relaciones de campo: El contacto inferior no se ha podido determinar. El contacto superior puede presentarse en contacto de falla, o en discordancia con unidades paleozoicas y mesozoicas. Fósiles: No se han mencionado fósiles para la unidad. Edad: Su edad se considera Precámbrico superior, en base a relaciones de campo y a determinaciones radiométricas. Correlación: Posiblemente se correlaciona con la serie de Perijá (HEA y WHITMAN, op cit.), ahora Asociación Perijá (BELIZZIA y PIMENTEL, op. cit.). Importancia económica: En el Grupo Iglesias se ubican desarrollos de esquistos estaurolíticos, los cuales son considerados posibles menas de aluminio. En la misma unidad, se han ubicado importantes yacimientos de feldespato y mica, esquistos silimaníticos y gneises andalucíticos. Sinonimia: Serie Iglesias, Grupo Iglesias. INVÁLIDO IGLESIAS, GRUPO PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Mérida. KÜNDIG (1938) introdujo este nombre para definir someramente una unidad heterogénea de rocas sedimentarias e ígneas, intensamente metamorfizadas. SUTTON (1946), añadió algunos datos sobre la unidad. SCHUBERT (1968), en la región de Barinitas-Santo Domingo, lo subdivide en tres unidades informales de uso local. BENNEDETTO (1982) lo incluye en la Zona 3 de su zonación tectono-estratigráfica del noroeste de América del Sur. BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) aplican la denominación de Complejo Iglesias para referirse al basamento del llamado Terreno o Dominio Mérida. Véase: IGLESIAS COMPLEJO. INVÁLIDO 508 IMATACA BATOLITO DE, FORMACIÓN, GRUPO, SERIE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. NEWHOUSE y ZULOAGA (1929) introdujeron el término Serie Imataca, para designar las unidades ferríferas de la Guayana venezolana. El término Batolito de Imataca fue utilizado por ZULOAGA y TELLO (1939), para designar las unidades incluidas hoy en el Complejo de Imataca; los mismos autores llamaron Formación Imataca, a las cuarcitas ferruginosas incluidas en el complejo. MORRISON (1953) propone el nombre de Grupo Imataca, para incluir las unidades formacionales que afloran en la zona de Guacuripia: cuarcitas ferruginosas, mármol dolomítico y esquistos hornabléndicos y paragneis. BELLIZZIA y MARTÍN (1956) redefinieron la Serie Imataca, para abarcar toda la secuencia de rocas metamórficas de alto grado, que incluye a los horizontes ferríferos, conocida hoy como Complejo de Imataca, secuencia que más tarde, SHORT y STEENKEN (1962) denominaron Grupo Imataca. Un término más apropiado, que se acepta actualmente, es el de Complejo de Imataca. Véase: COMPLEJO DE IMATACA. VÁLIDO IMATACA, COMPLEJO DE, PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: NEWHOUSE y ZULOAGA (1929) describieron originalmente la "Serie Imataca" como una unidad de formación de hierro expuesta en la Serranía de Imataca. ZULOAGA y TELLO (1930) cambian posteriormente tal denominación por la de "Formación Imataca" BUCHER (1952) considera las cuarcitas ferruginosas, o formaciones de hierro de Imataca, como un simple miembro del complejo metamórfico que se extiende desde El Pao hasta el Orinoco. MORRISON (1953) propone el nombre de "Grupo Imataca"; para incluir las unidades formacionales siguientes: cuarcitasferruginosas,mármoldolomítico,esquistoshornabléndicosyparagneis.Posteriorment e, BELLIZZIA y MARTÍN BELLIZZIA (1956) redefinieron la "Serie Imataca"; para abarcar toda la secuencia de rocas metamórficas de alto grado que incluye las cuarcitas ferruginosas, secuencia que, más tarde, SHORT y STEENKEN (1962) denominaron Grupo Imataca. CHASE (1965) introduce el término "Complejo de Imataca" y lo describe, en el cuadrilátero Adjuntas-Panamo, como "una secuencia estratigráfica de gneises intensamente metamorfizados con intercalaciones de granito. El término fue empleado posteriormente por KALLIOKOSKI (1965 a,b), quien lo definió con precisión particularmente por su contenido característico de formaciones de hierro, y por RATMIROFF (1965) y DOUGAN (1972) en estudios más detallados del Complejo. Localidad tipo: ASCANIO (1975) recomendó como localidad tipo la expuesta en la carretera Puerto Ordaz-La Paragua, sin especificar el sector. 509 Extensión geográfica: Ocupa una faja de rumbo este-noreste, al norte del escudo. TEPEDINO (1.985 a, b) fijó aproximadamente el límite occidental del complejo de Imataca hasta unos 15 km. al este de Maripa y hacia el sur lo extiende al oeste del río Caura bordeando el río Nichare, las cabeceras del río Cucharo y el salto Pará en el río Caura, estado Bolívar; desde ahí se extiende por unos 400 km, con una anchura de unos 200 km, hasta el estado Delta Amacuro al este, donde desaparece bajo los sedimentos del delta. Descripción litológica: KALLIOKOSKI (op. cit.) definió al complejo poniendo de relieve "la presencia de estratos de formación de hierro en una secuencia compuesta predominantemente de gneises cuarzo-feldespáticos con algunos miembros hornabléndicos o piroxénicos; el grado de metamorfismo, que varía desde el de anfibolita hasta el de granulita piroxénica; y la naturaleza compleja de las estructuras. El Complejo de Imataca consiste, en orden de abundancia decreciente, de un conjunto alternante de granulitas plagioclásicas-cuarzo-piroxénicas, granulitas microclínicas-cuarzo plagioclásicaspiroxénicas gneis cuarzo-feldespático-cordierítico-granatífero-biotitico-silimaníticografítico y formaciones de hierro, con las siguientes litologías secundarias: cuarcita, caliza impura metamorfizada, roca rodonítica-granatífera, roca cuarzo-granatífero-grafítica y esquistos hornabléndico-biotítico. El conjunto está intrusionado por cuerpos de rocas graníticas y de rocas básicas. El complejo se caracteriza por estructuras anticlinales bien desarrolladas y estructuras sinclinales mal definidas con rumbo este-noreste. Hacia la porción occidental del complejo, se desarrollan domos equidimensionales, muchos de ellos con orientación norte-sur. Los conjuntos mineralógicos en el Complejo de Imataca corresponden, en general, a la subfacies de granulita hornabléndica de la facies granulítica (CHASE 1.965). Ambiente tectónico y petrogénesis: Según DOUGAN (op. cit.), "la secuencia original deducida de Imataca es de tipo Keewatin volcánico, caracterizado por la presencia de formaciones de hierro ftaníticas delgadas, a menudo de menos de 1 metro de espesor, que se intercalan con rocas volcánicas". RATMIROFF (1965) dedujo los principales eventos geológicos durante la evolución del Complejo. 1. Sedimentación de grauvacas y flujos basálticos en un ambiente geosinclinal. 2. Litologías menores, también intercaladas en las secuencias, fueron lutitas calcáreas, lutitas carbonáceas y formaciones de hierro. 3. Deformación y metamorfismo del conjunto bajo condiciones de P-T de la faciesgranulítica, y metasomatismo potásico parcial de las meta-grauvacas. 4. El emplazamiento del material granítico debió producirse al final de los principales eventos de deformación. 5. Emplazamiento de diques de diabasa. Relaciones de campo: El contacto inferior del complejo se desconoce. Aunque algunos autores (KALLIOKOSKI, op. cit.; MENÉNDEZ, 1994) han especulado sobre la posibilidad de que el Complejo formó parte del basamento de la secuencia supracortical de los cinturones de rocas verdes, tanto de la Provincia Geológica de Pastora como de Imataca, no existe evidencia de campo alguna al respecto. El Complejo de Imataca alcanza dimensiones hectokilómetricas, tanto en ancho como en su extensión este-oeste. 510 Edad: Su edad es Precámbrico Inferior. MONTGOMERY y HURLEY (1978) indicaron que la edad isotópica por U-Pb del protolito de los gneises del complejo se ubica en el rango 3700 a 3400 Ma y la del metamorfismo granulítico en 2000 Ma. Espesor: DOUGAN (op. cit.), en la región de Los Indios-El Pilar, asienta que el complejo "es una secuencia estratificada de unos 5 km de espesor”. RATMIROFF (op. cit.), en el cuadrilátero de Upata, opinan que el complejo puede alcanzar un espesor mínimo de 4,5 km. Correlación: Según señaló RÍOS (1974), el complejo de Imataca puede correlacionarse con las granulitas y gneises del Grupo Kanuku en Guyana; con las granulitas del Río Falsino en Brasil; con el Grupo Adampada-Fallawatra y con las granulitas y rocas asociadas de las montañas Bakhuys en Surinam y con la Serie Isla de Cayena de la Guayana Francesa. Importancia económica: El complejo de Imataca tiene importancia económica principalmente por su mineralización de hierro, caolín, manganeso y bauxita, así como también para la industria de la construcción como piedra triturada (agregado para concreto, balastro, etc.) y rocas ornamentales (pisos, fachadas, columnas, etc.). Sinonimia: Los términos caídos en desuso de esta unidad son: Batolito de Imataca, Formación Imataca, Grupo Imataca y Serie Imataca. INVÁLIDO INFANTE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Guárico. Este término, empleado originalmente por PATTERSON y WILSON (1953), designa al Miembro Infante de la Formación Tigre de uso actual. Véanse: INFANTE, MIEMBRO y TIGRE, FORMACIÓN. VÁLIDO INFANTE, MIEMBRO (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: Turoniense-Campaniense) Estado Guárico. PATTERSON y WILSON (1953) describieron la Formación Infante en el subsuelo, en la región de Las Mercedes, distrito Infante, parte central del estado Guárico, como parte del Grupo Temblador. Posteriormente, DUSENBURY (1960) modificó el rango de la unidad, al de miembro intermedio de la Formación Tigre, del Grupo Temblador, compuesto de 511 caliza densa gris a marrón, localmente glauconífera, compacta y fosilífera, de 0 a 20 m de espesor. Al sur y sureste, el miembro grada a sedimentos arenáceos, y al oeste, desaparece por truncamiento, por debajo de la discordancia pre Formación La Pascua (PATTERSON y WILSON, op. cit.). VILLAIN y CABRERA (1988), describen brevemente sus variaciones horizontales y ambiente de depositación. Véase: TIGRE, FORMACIÓN. INVÁLIDO INTERMEDIA, ARENA CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término, inadecuado por no ser geográfico, designa una subdivisión actualmente en desuso, de la Formación La Rosa (SUTTON, 1946). Véase: LA ROSA, FORMACIÓN. INVÁLIDO INTERMEDIAS, CAPAS CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Este término inadecuado fue empleado por SENN (1935) para designar capas suprayacentes a la Caliza de Riecito e infrayacentes a la Caliza de Capadare, que RENZ (1948) incluyó en el Miembro Huso de la Formación Pozón. Véanse: HUSO, MIEMBRO y POZÓN, FORMACIÓN. INVÁLIDO INTERMEDIA, LUTITA CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre inapropiado fue introducido para designar el intervalo lutítico de la Formación Mirador (CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, 1948). Véase: MIRADOR, FORMACIÓN. 512 INVÁLIDO INTERVALO FERRUGINOSO (FERRUGINOUS INTERVAL) CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Estado Lara. Este término fue empleado por RENZ (1960), para designar una unidad definida y descrita posteriormente por MUÑOZ (1966) con el nombre de Formación Quebrada Arriba. Véase: QUEBRADA ARRIBA, FORMACIÓN. VÁLIDO IPIRE, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico medio-tardío) Estado Guárico. Referencias: Mencionadas originalmente por FEO CODECIDO et al (1984), con el nombre provisional de Formación La Quinta, estas capas rojas fueron estudiadas y redefinidas por MOTICSKA (1985), asignándosele el nombre de Formación Ipire. La redefinición se hizo necesaria, debido a que los sedimentos descritos en informes inéditos bajo el nombre de Formación Espino, incluían, además de las capas rojas, una secuencia de areniscas grises y blancas halladas en el área de Machete, estado Guárico, de características litológicas, de ambiente sedimentario y de edad distinta a las de las capas rojas. VAN ERVE (1985) estudió la palinoflora de estos sedimentos rojos, y corroboró su edad jurásica medio-tardío y su paleoambiente. Localidad tipo: Pozo exploratorio NZZ-88X perforado por MARAVEN S. A., a 7,5 km al suroeste del poblado de Santa María de Ipire, distrito Zaraza, estado Guárico, desde los 6370' (2275 m) hasta 11422' (4079 ni) de profundidad. Extensión geográfica: Subsuelo del sector central-occidental de la faja petrolífera del Orinoco. Con cierta seguridad, rellenando todo el Graben de Altamira (130 km largo por 7 a 15 km de ancho). También se le ha perforado en el área de Machete, a 65 km al oeste de Santa María de Ipire. Descripción litológica: Secuencia muy irregularmente alternante de areniscas, arcosas, limolitas, lutitas y ocasionales intercalaciones conglomeráticas, de persistente color marrón rojizo en diferentes tonalidades, con ocasionales horizontes de color gris claro a verdoso. Los estratos arenáceos y arcósicos, frecuentemente presentan un cemento carbonático (esencialmente dolomítico). El detritus es fino a muy fino, y los granos son angulosos a subangulares y moderadamente mal escogidos. La estratigrafía se caracteriza por su inhomogeneidad y variabilidad vertical y lateral, con estratificación cruzada, rizaduras, con laminaciones lenticulares onduladas, texturas subflaser y otras perturbaciones, debidas a regímenes de corrientes inconsistentes. A corta distancia del tope de esta formación, se 513 halla intercalada una colada lávica de 113 m de espesor. Se trata del Basalto de Altamira, un basalto alcalino de efusión fisural subaérea y de carácter continental anorogénico. Relaciones de campo: Las capas rojas yacen horizontales y concordantes, pero con hiatus depositacional y discordancia erosional, sobre la Formación Zuata del Paleozoico tardío (Carbonífero medio-tardío), e infrayacen, con hiatus depositacional y probable discordancia erosional, a sedimentos cretácicos (Aptiense-Santoniense) del Grupo Temblador. En el pozo NZZ-88X se perforó un espesor total de 1540 m de sedimentos rojos. Fósiles: En general, estos sedimentos terrígenos son estériles. Sólo en el pozo exploratorio NZZ-108 a 2975 m. de profundidad, se halló un horizonte con polen y esporas de edad Jurásico temprano a tardío, de los cuales se presenta la siguiente selección: Corollina spp, Inaperturopollenites spp, Callialasporites spp, Deltoitos paraminor, Perinopollenites elatoides, Todisporites spp, Vitreisporites pallidus. Edad: Las dataciones radimétricas por el método K/Ar realizadas en roca total del Basalto de Altamira, le confieren las siguientes edades absolutas a la Formación Ipire: 157 ± 5 Ma a 162 ± 8 Ma., lo que corresponde al Jurásico medio-tardío. Esta edad fue corroborada por el estudio de los palinomorfos arriba citados. Correlación: Esta formación se correlaciona directamente con la Formación La Quinta del Grupo La Gé, en la sierra de Perijá y Los Andes venezolanos (correlación tanto crono como litoestratigráfica). También se le ha correlacionado con la Formación Kanucú, en el gran Rift de North Savannas en Guyana. Paleoambiente: Los sedimentos inmaduros de la Formación Ipire, son de tipo molásico de relleno de graben continental (Graben de Altamira). El ambiente sedimentario es fluvial y lacustre, cambiante y efímero, con depositación rápida y continua y escaso transporte. Sinonimia: Las primeras denominaciones informales e inéditas fueron de Formación Espino y Formación La Quinta, nombres descartados por las razones aducidas en referencias. INFORMAL ISLA DE AVES, CALCARENITA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Isla de Aves (Dependencias Federales). PANTIN (1972) utiliza este término para designar los sedimentos moderadamente consolidados y litificados expuestos en la Isla de Aves y que parecen corresponder a sedimentos derivados de las calizas formadas durante la transgresión marina del interglacial Sangamon del Pleistoceno tardío (MÉNDEZ, 1983). 514 La Calcarenita de Isla de Aves aflora en los extremos norte y suroeste de la isla, donde forma una pequeña plataforma de calizas erosionadas y se extiende desde el nivel del mar hasta 1 m de altitud. Según PANTIN (1972), es de color crema pálido en fractura fresca, a gris en las superficies meteorizadas, de grano fino a medio. Contiene fragmentos de corales, algas coralinas, gasterópodos, pelecípodos, foraminíferos bentónicos. La roca es de textura semiapretada y bastante porosa. Sobre la zona erosionada de la Calcarenita de Isla de Aves, descansan la Caliza de El Mástil y las rocas de playa. Véase: ISLA DE AVES, FORMACIÓN. VÁLIDO ISLA DE AVES, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío-Holoceno) Isla de Aves. (Dependencias Federales) Referencias: Las primeras descripciones de las rocas que afloran en isla Aves, fueron hechas por ZULOAGA (1955) y MITCHELL (1968). MALONEY et al., (1966) describieron las unidades sedimentarias de la isla sin asignarles nombres formales. AGUILERA y GALLOVICH (1970) efectuaron reconocimientos geofísicos utilizando sísmica de refracción en la isla y describen otra unidad que forma la base de la unidad "C" la cual parece corresponder al zócalo de rocas ígneas o metamórficas. PANTIN (1972) realizó un estudio geológico de los sedimentos calcáreos de la isla y utilizó los términos de "Calcarenita de isla Aves" y "Caliza de El Mástil" con una descripción litológica de los mismos. LA FUNDACIÓN LA SALLE DE CIENCIAS NATURALES (1973) efectuó un estudio sísmico y batimétrico de la isla Aves y establecen tres unidades litológicas con base a la respuesta de los perfiles derivados de la velocidad de las ondas de propagación: A) sedimentos calcáreos no consolidados; B) sedimentos calcáreos consolidados; C) sedimentos calcáreos muy compactados y litificados. MÉNDEZ (1983), describe los procesos de acreción de carbonatos en la prominencia de Aves desde el Sangamon, así como la formación del arrecife franjeante durante la transgresión del Holoceno. SCHUBERT y LAREDO (1984), publicaron una revisión de los aspectos geológicos de la isla y la prominencia de Aves y datos sísmicos acerca del subsuelo. Localidad tipo: La isla de Aves, perteneciente a las Dependencias Federales, representa el área emergida más septentrional de Venezuela. Su situación geográfica es 15° 40' 18" de latitud norte, y 63° 36' 59" de longitud oeste, a unos 520 km al norte del estado Nueva Esparta. Mide 570 m de largo, en dirección norte-sur, y 150 m en su parte más ancha y 30 m en la más angosta, en dirección este-oeste. Extensión geográfica: La caliza pleistocena de la Unidad Geosísmica 2, aflora de norte a sur en la prominencia de Aves y al oeste de la isla. Aflora como Calcarenita de Isla Aves en el noroeste de la isla. 515 Descripción litológica: La Formación Isla de Aves, se puede dividir en dos unidades: Una unidad representada por la Calcarenita de Isla Aves la cual puede corresponder al afloramiento de los sedimentos moderadamente consolidados o unidad de nivel intermedio. Otra unidad representada por la Caliza de El Mástil y el arrecife franjeante y rocas de playa que bordean a la isla, así como los sedimentos no consolidados, formados por las arenas calcáreas, que se encuentran en la superficie de la isla. La Calcarenita de Isla Aves aflora principalmente en el noroeste de la isla donde forma una pequeña plataforma de calizas erosionadas y se extiende desde el nivel del mar hasta 1 m de altitud. Según PANTIN (1972), consiste de calcarenita de color crema, a gris en las superficies meteorizadas, de grano fino y medio. La calcarenita contiene fragmentos de corales, algas coralinas, gasterópodos, pelecípodos, foraminíferos bentónicos. La roca es de textura semiapretada y bastante porosa. La Caliza de El Mástil está constituida por arena calcárea sin o con pobre estatificación, con abundantes cantos y bloques de coral y descansa sobre la superficie erosionada de la calcarenita de Isla de Aves, (PANTIN, 1972) La rocas de playa formada entre el arrecife franjeante y las arenas no consolidadas en la superficie de la isla se han subdividido en: Rocas de Playa A y Rocas de Playa B; está formada por calcarenita litificada con algas coralinas principalmente Lithothamnium y pequeños fragmentos de corales briozoarios, moluscos (principalmente de los géneros Littorina y Nerita) y foraminíferos bentónicos. Las arenas calcáreas no consolidadas sobre la superficie de la isla y en la plataforma, están compuestas por fragmentos de los organismos recientes, corales, algas, moluscos, foraminíferos bentónicos, equinoides, etc. El arrecife franjeante que bordea la isla es un desarrollo coralgal. Las algas coralinas rojas como el Lithothamnium desarrollaron un armazón sumamente compacto con los corales hexacoralarios, típico de los arrecifes expuestos a un régimen de energía de oleaje muy fuerte. Isla de Aves es un típico desarrollo coralino sobre un zócalo ígneo-metamórfico, donde la subsidencia es contrarrestada por el volumen de sedimentos producido por los organismos constructores de arrecifes y productores de sedimentos calcáreos. Los arrecifes se van desarrollando en torno a un basamento, originando un crecimiento que se denomina acreción vertical y lateral. Con las transgresiones originadas por los interglaciales del Pleistoceno, los arrecifes van progradando verticalmente y lateralmente con la transgresión, por lo tanto se van originando arrecifes de barrera o arrecifes franjeantes con facies de calcárenitas detrás de los arrecifes en ambientes de plataforma. Espesor: No se conoce el espesor de la Calcarenita de Isla de Aves ya que no aflora el contacto con las unidades del subsuelo. Asumiendo que la calcarenita sea el afloramiento en isla Aves de la Unidad Geosísmica 2, ésta presenta en la plataforma submarina de isla de Aves de 0 a 45 m de espesor. Según PANTIN (1972), el espesor de la Caliza de El Mástil es de 2 m aproximadamente. Los arrecifes franjeantes fueron analizados hasta la base o fundación (descansan sobre calizas del Pleistoceno de la Unidad Geosísmica 2) indicando un espesor mínimo de 12 m. Relaciones de campo: El tope de la caliza de la Unidad Geosísmica 2 (unidad estratigráfica sísmica 2) indica la caliza más joven del Pleistoceno tardío y la base de las calizas del Holoceno. La base de esta caliza pleistocena no aflora y se asume que la base de la Formación Isla de Aves está representada por la Unidad Geosísmica 2 (calizas litificadas) 516 cuya superficie más alta está representada en la isla por la Calcarenita de Isla de Aves, suprayacente y discordantemente se encuentra la Caliza de El Mástil, los arrecifes franjeantes y la roca de playa. Fósiles: Varias especies de corales exacoralarios Acropora palmata, A. cervicornis, Diploria sp., Montastrea cavernosa, Siderastrea sp., Agaricia sp. Algas calcáreas como Lithothamnium, Halimeda sp. Foraminíferos como Amphistegina lessoni y Archais angulatus, así como fragmentos de moluscos, equinoides, briozoarios. Edad: Los sedimentos calcáreos litificados que forman la Unidad Geosísmica 2 son del Pleistoceno tardío (Sangamon). Los afloramientos submarinos que aparecen indicados en GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), ubicados de norte a sur en la prominencia de Aves y que corresponden a la Unidad Geosísmica 2, son de edad Sangamon. La Calcarenita de Isla de Aves corresponde a esta unidad. Los arrecifes franjeantes que bordean a isla de Aves, la roca de playa, la Caliza El Mástil, y las arenas calcáreas no consolidadas, son de edad Holoceno. Correlación: Considerando que la caliza sobre la cual se desarrollaron los arrecifes franjeantes, roca de playa y arenas no consolidadas es Sangamon, se puede efectuar una correlación cronoestratigráfica con aquellos niveles de edad similar: Miembro Falucho de la Formación La Blanquilla, Formación La Orchila, Miembro Punta de Piedras de la Formación Tortuga, Formación Castillo de Araya, Formación El Manglillo, Terraza Inferior de la Península de Macanao, Terraza Inferior (Lower Terrace) de Curazao, Aruba y Bonaire, Terraza III de Barbados, Terraza I de Jamaica, etc. VÁLIDO ISNOTÚ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Trujillo. Referencias: SUTTON (1946) describió los depósitos eocenos expuestos a lo largo del flanco noroccidental de Los Andes con los nombres de formaciones Palmar, Isnotú y Betijoque; estos términos fueron empleados posteriormente en forma variable, por regla general en cuadros de correlación sin discusión textual. Hoy en día esta nomenclatura tiene aceptación general y todo el intervalo se ha designado con el nombre de Grupo Guayabo, especialmente donde su subdivisión es dudosa o imposible (MILLER et al., en SVIP, 1963 Cuadro de Correlación). Algunos sinónimos en desuso de la Formación Isnotú son las formaciones Timiache, Hormiga y Mene Grande (en el sentido de GARNER, 1926). Localidad tipo: Afloramientos en y al oeste del pueblo de Isnotú, sobre la carretera Motatán-Betijoque en Trujillo oeste-central. (Hoja Nº 6044, a escala 1:100.000, Cartografía Nacional). 517 Extensión geográfica: La formación aflora en una faja bastante continua a lo largo del flanco noroccidental de Los Andes, desde Táchira hasta Trujillo. También se reconoce en el subsuelo del lago de Maracaibo (BORGER y LENERT, 1959); algunos autores se refieren al mismo intervalo con el nombre de Formación La Puerta (YOUNG, 1960). Descripción litológica: Predominantemente arcillas (65%), con numerosas areniscas intercaladas y capas subordinadas de arcilla laminar, carbón y conglomerado. Las arcillas son macizas pero blandas, de color gris claro, corrientemente abigarradas en rojo, púrpura y amarillo y localmente carbonáceas, las areniscas son de color variable, principalmente blancas a gris claro y se presentan en capas de 2 a 3 m de espesor. Espesor: En la faja de afloramientos el espesor es bastante constante de 11000 m, disminuyendo al norte y al oeste. Relaciones de campo: En la región tipo la unidad es discordante sobre la Formación Paují y unidades más antiguas (SALVADOR, 1961-b). Más al sur es concordante y transicional sobre la Formación Palmar, que difiere de ella por su color y mayor contenido de areniscas y lutitas. Infrayace concordante y transicionalmente a la Formación Betijoque, que se diferencia por sus conglomerados conspicuos, areniscas parduzcas y ausencia de colores abigarrados. Fósiles: Salvo restos indeterminados de plantas, la formación carece casi totalmente de fósiles. SUTTON (1946) enumeró géneros indefinidos de foraminíferos y moluscos como provenientes de la Formación Isnotú en Táchira, pero la identidad de las capas es dudosa (SCHAUB, 1948; TRUMP y SALVADOR, 1964). Edad: Mioceno medio a tardío, a base de correlaciones regionales. Correlación: La unidad corresponde estrechamente, en edad y tipo sedimentario, a la mayor parte de la secuencia formacional Cuiba-Los Ranchos-La Villa en la sierra de Perijá. Hacia el norte pasa a los estratos comparables de la Formación La Puerta en Falcón y Zulia nororiental, cuya demarcación no ha sido formalmente definida; algunos autores (SUTTON, 1946 y RENZ, 1961-a) extienden este último nombre hacia el sur a la región donde se reconoce generalmente a la Formación Isnotú. Paleoambiente: La Formación Isnotú, se depositó en ambiente continental de abanicos y llanuras aluviales. Importancia económica: Las arcillas presentes en la Formación Isnotú, son usadas en alfarería. Sinonimia: Formaciones Timiache, Hormiga y Mene Grande (en el sentido de GARNER, 1926). 518 J INFORMAL "J-1" a "J-22", ARENAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. De SISTO (1962) comparó las nomenclaturas empleadas por las distintas empresas, petroleras, para designar las arenas de la Formación La Pica, en el área mayor de Santa Bárbara, en el norte del estado Monagas. En las tablas comparativas se muestra, que la Creole Petroleum Co. empleó los términos "J-1" a "J-22" en secuencia descendente, para las arenas incluidas en la Zona de Textularia. Dicha nomenclatura está actualmente en uso por Lagoven en los campos de Jusepín y Orocual, estado Monagas. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. INVÁLIDO JACURA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) citó este nombre como equivalente de la caliza de Capadare. Véase: CAPADARE, CALIZA DE. VÁLIDO JARILLAL, FORMACIÓN CENOZOICO (TERCIARIO: Eoceno medio a tardío temprano) Estados Falcón, Lara y Zulia. Referencias: El nombre de Lutitas de Jarillal fue publicado por SENN (1935) para designar la parte media de su formación Agua Negra, entre el Conglomerado de Santa Rita, infrayacente y las Capas de Churuguara, suprayacentes. WHEELER (1960, 1963) excluyó la Formación Churuguara del Grupo Agua Negra, con lo cual la Formación Jarillal pasó a ser la unidad superior del grupo en la región oriental (estados Falcón y Lara), SENN subdividió la Formación Jarillal en una parte basal, las lutitas con Raetomya del Eoceno tardío, y una parte superior, aparentemente no fosilífera, de edad Oligoceno temprano, en la cual, posteriormente, WHEELER (1960) reconoció foraminíferos del Eoceno tardío. GUEVARA (1967) analizó la unidad en detalle, e incluyó en ella las calizas de Churuguarita (GARNER 1926) y Piedras Blancas (VAN RAADSHOVEN, 1951) como miembros locales. PITTELLI y MOLINA (1989) estudiaron la unidad en detalle en Falcón 519 occidental y Zulia oriental, incluyendo así mismo las calizas de Churuguarita en el río Araure, Piedras Blancas, hacienda La Victoria y sur del embalse de Pueblo Viejo dentro de la Formación Jarillal. Localidad tipo: Flancos del anticlinal de Buena Vista, a lo largo del antiguo camino de Baragua, en la serranía de Agua Negra, estado Falcón (SENN, 1935). La sección tipo, según GUEVARA (1967), es el intervalo de lutitas a lo largo de la vieja carretera Piedra Grande-Baragua, cerca del caserío Jarillal, 10 km al noreste de Baragua, al sur de la sección tipo de la Formación Santa Rita. (Hoja Nº 6247, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Como secciones de referencia presenta las que afloran en la quebrada Negra y la quebrada Tambores, de Zulia oriental. PITTELLI y MOLINA (1989) designaron como sección de referencia el pozo Pica Pica-1X desde la profundidad inicial hasta 1366 m, donde se observó una secuencia lutítica monótona de color gris oscuro a negro con intervalos delgados de areniscas calcáreas. Extensión geográfica: Según SENN (1935) parte de los distritos Federación y Democracia, estado Falcón, así como Urdaneta y Torres, estado Lara. GUEVARA (1967) extendió su empleo a la parte oriental del estado Zulia. PITTELLI y MOLINA (1989) reconocieron la Formación Jarillal en el subsuelo, desde el límite sur de la zona de fallas de Oca-Mene de Mauroa-Hombre Pintado-Bariro, hasta el área de Quiroz-Pica Pica, 50 km al sur, Zulia oriental. Descripción litológica: SENN (1935) la describió como una secuencia lutítica más o menos arenosa, de color gris oscuro a abigarrado, siendo los primeros 50 m de la secuencia (denominada lutitas con Raetomya) muy fosilíferos, con moluscos y crustáceos; la parte superior de la Formación Jarillal en la localidad tipo es de lutitas estériles. En la sección de cerro de Los Indios aparecen lechos de calizas con numulites en las lutitas de Raetomya; tales calizas también son esporádicas en las arcillas abigarradas de la parte superior de la formación en esa localidad. GUEVARA (1967) menciona en la región de Paloma Alta, la presencia de lutitas de color verde, gris azuloso o típicamente chocolate, con capas ocasionales de areniscas más o menos conglomeráticas y capas de calizas. En otras localidades, hacia la base de la unidad se encuentran areniscas calcáreas de grano grueso, con frecuencia ferruginosas y con moluscos mal preservados. Localmente, las calizas son muy prominentes, como es el caso en el área de Churuguarita (Zulia nororiental), donde toman el nombre informal de calizas de Churuguarita. Estas calizas son blancas a grises, masivas, mayormente algales en la parte inferior y con macroforaminíferos en los niveles superiores. Están intercaladas con lutitas arenosas grises y raras capas delgadas de areniscas de grano fino a medio. Otro desarrollo local de calizas, similar al de Churuguarita es el de las calizas de Piedras Blancas, al este de Lagunillas, estado Zulia. PITTELLI y MOLINA (1989) describieron una secuencia monótona de lutitas, cerca del 90% de la formación, y algunos intervalos delgados de areniscas y ocasionales calizas lodosas hacia la base de la unidad. Las lutitas son gris oscuro a negro, duras, ocasionalmente limosas y calcáreas. La parte basal se caracteriza por una alternancia de areniscas calcáreas, micáceas, de color gris claro, de grano fino a muy fino, moderadamente escogidas; lutitas calcáreas negras, con escasos restos biogénicos, y calizas grises lodosas y 520 arenosas, con macrofósiles. Ocasionalmente, a través de este intervalo, se encuentran gránulos de cuarzo, chert y fragmentos ferruginosos. Según GUEVARA (op. cit.), la Formación Jarillal representa el alcance máximo de la transgresión, que comenzó localmente con la Formación Santa Rita, en un ambiente litoral a nerítico interior, alcanzando condiciones marinas abiertas relativamente profundas. PITTELLI y MOLINA (op. cit.) la describen como una formación depositada en ambiente marino, a una paleoprofundidad entre 100 y 200 m, representando un máximo transgresivo y el inicio de un ciclo regresivo. Espesor: SENN (op. cit.) registró 375 m para la localidad tipo. En las secciones de referencia en la región de Paloma Alta, GUEVARA (op. cit.), estimó un espesor de 450 y 775 m. Un espesor de 2000 m es indicado por GONZÁLEZ DE JUANA (op. cit.), en la sección del río Capazón (noreste del macizo de Avispa), alcanza apenas 100 m. En el pozo Pica Pica-1X, PITTELLI y MOLINA (op. cit.) estimaron un espesor de 1366 m. Relaciones de campo: Según GUEVARA (1967), en la sección tipo, la Formación Jarillal es concordante y transicional sobre la Formación Santa Rita; en otras localidades, la Formación Jarillal descansa discordantemente sobre las formaciones Paují o Misoa. El contacto superior es concordante y transicional con la Formación La Victoria, tomándose el límite en la base de las primeras capas conspicuas de areniscas. WHEELER (1960) postuló un hiatus considerable en el tope, pero posteriormente, en 1963, rectificó y señaló un contacto superior concordante con la Formación Churuguara. Según PITTELLI y MOLINA (1989), el único contacto inferior observado en el subsuelo fue en el pozo Pica Pica-1X siendo este concordante y transicional sobre la Formación Santa Rita. El contacto superior es también concordante y transicional con la Formación La Victoria. Fósiles: SENN (1935) mencionó en la parte inferior de la formación (lutitas con Raetomya), abundante fauna malacológica, cuya determinación nunca ha sido publicada. RUTSCH (1930), SEITZ y RUTSCH (1930) describieron la misma fauna encontrada en la secuencia basal. WHEELER (1960) mencionó numerosos foraminíferos en la parte superior, entre los cuates se destacan Bulimina jacksonensis, Globigerina paravenezuelana, etc. HUNTER (1974) mencionó abundante fauna planctónica dominada por Truncorotaloides rohri. PITTELLI y MOLINA (1989) describieron un contenido fosilífero muy rico, constituido mayormente por foraminíferos bénticos arenáceos y calcáreos, foraminíferos grandes y foraminíferos planctónicos, entre otros: Textularia spp., Gaudryina sp., Cyclammina sp., Gyroidina soldanii, Lenticulina spp., Uvigerina peregrina, Uvigerina spp., Nummulites, Truncorotaloides rohri, Globigerina eocena y Globigerina spp. Además fragmentos de moluscos y ostrácodos. Edad: Eoceno medio tardío a Eoceno tardío temprano, con base a fauna y flora. Zona de Truncorotaloides rohri (HUNTER, 1974; PITTELLI y MOLINA, 1989); zonas Palinológicas Retitricolporites guianensis a Janmulleripollis pentaradiatus (MULLER et al., 1987). 521 Correlación: La Formación Jarillal se correlaciona con la Formación Cerro Misión (WHEELER, 1960, 1963) en Falcón oriental, GUEVARA (1967) publicó una extensa lista de unidades litológicas correlacionables con esta formación. INVÁLIDO JARILLAL, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Falcón. Este término informal fue publicado por SENN (1935) para designar a la Formación Jarillal de uso actual. Véase: JARILLAL, FORMACIÓN. VÁLIDO JOBITO, MIEMBRO (Formación Cerrajón) PALEOZOICO (Ordovícico?) Estado Cojedes. MARTIN (1961) introduce este nombre, para designar la parte inferior de la Formación Cerrajón, expuesta en la región de Jobito, macizo de El Baúl, estado Cojedes. El miembro incluye 300 m de metalimolitas, en las que se intercalan filitas, cuarcitas con rizaduras, esquistos clorítico cuarzosos y cuarcitas masivas. Es concordante con la Formación Mireles infrayacente, y transicional con la parte superior de la Formación Cerrajón. De acuerdo a su posición estratigráfica, su edad es Paleozoico inferior (Ordovícico?) y se le correlaciona con la Formación Hato Viejo del subsuelo de Guárico meridional y con la parte inferior de la Formación Mucuchachí de Los Andes. Véase: CERRAJÓN, FORMACIÓN. VÁLIDO JOBO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Monagas. El nombre de Miembro Jobo fue introducido y publicado originalmente por KEY (1977), para designar el segundo intervalo, en orden descendente, de la Formación Oficina, en el sur de Monagas. El Miembro Jobo, denominado incorrectamente Grupo I, con anterioridad, o Arenas 100 en el campo Morichal (RABASSÓ y CORONEL, 1976), se compone de arenas color gris poco consolidadas, de grano fino a medio, las cuales son importantes 522 productoras de petróleo pesado, lutitas macizas o laminadas y algunas capas de lignito. En la sección de referencia del pozo Voc-29 (1001 a 1072 m), el miembro tiene un espesor de 31 m. El Miembro Jobo yace concordantemente sobre el Miembro Yabo, de la misma Formación Oficina. Hacia arriba, pasa transicionalmente al Miembro Pilón. SANTOS y FRONTADO (1987) extienden la unidad hasta el sector cerro Negro, faja petrolífera del Orinoco, al sur y suroeste del campo Jobo. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INFORMAL JUAN DÍAZ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno Medio) Estado Miranda. Referencias: CAMPOS et al.,(1980) usaron este nombre para referirse a una secuencia muy parecida a la combinación de la Formación Garrapata y de las capas de Vallecito de BELL (1968), que aflora en el río Juan Díaz, al oeste de El Guapo, estado Miranda; como localidad tipo propusieron la sección que aflora en dicho río, al norte del contacto con las volcánicas de Villa de Cura. Según dichos autores, la parte superior de la unidad está representada por lutitas negras micáceas, muy cizalladas, con capas a veces rotas, de areniscas, calizas o limolitas; las areniscas son negras, de grano fino, micáceas; las calizas son arenáceas, de color negro, con gradación vertical del grano y con vetas de calcita blanca; debe destacarse un nivel de 5 m de espesor, donde aparecen bloques de arenisca y de volcánicas en una matriz de lutita calcárea. Hacia la parte media de la unidad aparecen 20 m de ftanita brechada, que es una roca afanítica, masiva, intensamente fisurada, de color gris oscuro y con abundantes vetillas blancas. Inmediatamente hacia el norte, aparece un contacto de falla con una espilita porfídica biotítica, con matriz afanítica, masiva y de color gris verdoso. Hacia el norte, la parte superior de la Formación Juan Díaz se caracteriza por la intercalación de lutitas y limolitas negras, o bien de lutitas, calizas arenáceas, lodolitas y arcosas calcáreas líticas; las lutitas son negras y a veces calcáreas: las calizas y arcosas son de color gris oscuro, algo orientadas, con vetillas blancas y presentan gradación vertical de grano. Para CAMPOS et al., (op, cit) sus contactos son de falla, tanto con el Grupo Villa de Cura, al sur, como con la Formación El Guapo, al norte. A pesar de las complicaciones estructurales, dichos autores estimaron 500 m de espesor. CAMPOS et al., (op. cit.) no encontraron fósiles; sin embargo, por su aparente semejanza litológica con la Formación Garrapata y con las Capas de Vallecito, la asignaron al Cretácico tardío, posiblemente Coniaciense-Maestrichtiense. MACSOTAY et al., (1995) sugieren que la Formación Juan Díaz es equivalente a parte de su Formación Garrapata, a la cual consideran del Eoceno medio; plantean que este nuevo término (Formación Juan Díaz) sea considerado sinónimo de la Formación Garrapata, lo cual deberá ser corroborado por nuevos estudios. 523 VÁLIDO JUAN GRIEGO, GRUPO MESOZOICO (Jurásico-Cretácico: Barremiense-Aptiense) Estado Nueva Esparta. HESS y MAXWELL (1949) introdujeron este nombre para designar a un conjunto de rocas metamórficas de origen ígneo y sedimentario, expuestas en la región septentrional y occidental de la isla de Margarita. Distinguieron dentro del grupo, dos divisiones: una inferior, cuarzosa y una superior de rocas verdes, TAYLOR (1960) utilizó el nombre en el mismo sentido, pero invirtió el orden estratigráfico de las dos divisiones; además, introdujo el nombre de Anfibolita de Paraguachí para las rocas verdes, que postuló como intervalo inferior, y conservó el nombre de división cuarzosa para la sección suprayacente, dentro de la cual distinguió tres unidades. JAM y MÉNDEZ (1962), separaron en forma definitiva las dos divisiones de HESS y MAXWELL (op. cit.); denominaron Grupo de los Esquistos Verdes a la unidad inferior, y restringieron el término Juan Griego a la división cuarzosa de los autores anteriores. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) indicó que este cambio está basado en el distinto origen de las rocas, ígneo para las rocas verdes y sedimentario clástico para el Grupo Juan Griego. MARESCH (1973) considera que el grupo yace en contacto transicional sobre rocas básicas, que engloba bajo la denominación de Grupo La Rinconada que corresponde a la Anfibolita de Paraguachí de TAYLOR (op cit.), y concuerda con la división tripartita de este último autor de la "división cuarzosa". VIGNALI (1979) propone una subdivisión diferente del Grupo Juan Griego. Según este autor, el grupo está constituido por una unidad feldespática basal y una unidad no feldespática en la parte superior. Finalmente, CHEVALIER (1987) divide el grupo en cuatro unidades, e incluye dentro del mismo, como unidad superior, a los Mármoles de El Piache, considerado por los autores anteriores como integrante del Grupo Los Robles. En el sector oriental de la isla de Margarita, donde se encuentra la localidad tipo, los afloramientos del Grupo Juan Griego forman una faja irregular que se extiende desde los accesos occidentales de La Asunción, por el este, hasta el cerro La Guardia y Punta María Libre, al sur de Juan Griego, por el oeste, y limitando al sur con el macizo de El Copey. Otros afloramientos se encuentran entre San Antonio y el valle del Espíritu Santo, al NO de Porlamar, bordeando el macizo de El Copey por el flanco SE, y prolongándose hacia el norte por la Asunción, y a lo largo del valle que flanquea los macizos de Matasiete y Guayamurí, por el oeste. El grupo aflora también en los cerros de Tetas de María Guevara, al sur de La Restinga, y en Macanao, donde abarca la mayor parte de la zona montañosa de la península. El Grupo Juan Griego está constituido por rocas de origen sedimentario metamorfizadas a la facies de los Esquistos Verdes. Los principales litotipos que lo integran, son gneises cuarcíticos, gneises y esquistos, cuarzo-feldespáticos, esquistos cuarzo-micáceos, esquistos grafitosos, esquistos granatíferos y cuarcitas. JAM y MÉNDEZ (op. cit.) mencionan además, litotipos de menor representación, tales como esquistos clorítico-epidóticos, 524 cuarcitas impuras y conglomerados, y CHEVALIER (op cit.) señala la presencia de anfibolitas. Modernamente se incluye en el tope del grupo, a los mármoles masivos de El Piache. La secuencia presenta una estructuración compleja; ha sido subdividida en unidades, proponiéndose diversas secuencias estratigráficas. TAYLOR (op. cit) dividió al Grupo Juan Griego en tres unidades: 1) un intervalo basal o de esquistos cloríticos, que consideró concordante sobre las Anfibolitas de Paraguachí; 2) una unidad feldespática intermedia, constituida por gneises y micaesquistos cuarzo feldespáticos, y algunos lentes de mármol bandeado; y 3) una unidad superior de esquistos grafíticos, con intercalaciones de esquistos micáceos y con capas de cuarcitas impuras, en parte grafíticas, en la parte inferior. En la península de Macanao, VIGNALI (op. cit) propone una columna estratigráfica integrada por dos unidades, una feldespática inferior, constituida por gneises y esquistos feldespáticos, entre los cuales se interdigitan granitos y trondhjemitas, y una unidad no feldespática superior, compuesta por esquistos grafitosos, micaesquistos granatíferos, mármoles y cuarcitas carbonáceas. En la península de Paraguachoa, CHEVALIER (op. cit) divide al Grupo Juan Griego en cuatro unidades. La unidad basal cuarzo feldespática, la cual contiene anfibolitas derivadas de lavas básicas y tobas; sigue hacia arriba una unidad mica esquistosa carbonatada, con mármoles en capas decimétricas y lentes centimétricos; continúa una unidad grafitosa, compuesta por esquistos grafíticos con intercalaciones de esquistos micáceos y de cuarcitas en la base. La unidad superior, es la Formación El Piache, constituida por mármoles masivos. La sección fue depositada en ambiente de plataforma del paleomargen continental de Sudamérica (CHEVALIER, 1987). No se han medido espesores del grupo; TAYLOR (op. cit.) estima un espesor de 1200 m para su unidad feldespática y de 500 m para la unidad de esquistos grafitosos. La Formación El Piache alcanza los 500 m de espesor en la sección tipo, en tanto que en otras localidades no supera los 50 m. JAM y MÉNDEZ (1962), GONZÁLEZ DE JUANA, (1968) y MARESCH, (1937) consideran que el grupo yace sobre rocas volcánicas del Grupo La Rinconada, que TAYLOR (op. cit.) postuló como contacto transicional. Para VIGNALI, (op. cit.) las rocas del Grupo La Rinconada están intercaladas dentro de la sección. CHEVALIER (op. cit.) señala que la Formación El Piache, unidad del tope del grupo, está cubierta discordantemente por la Formación Los Robles o sobrecorrida por el Complejo MetaOfiolítico de Paraguachí. La unidad se asigna al Jurásico-Cretáceo inferior (BarremienseAptiense), por correlación regional. Es equivalente a la Formación Manicuare, de la Península de Araya, y probablemente al Grupo Caracas. INVÁLIDO JUAN GRIEGO, TERRAZA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Nueva Esparta. BERMÚDEZ (1966) empleó este nombre para designar depósitos de una terraza pleistocena situada cerca de Juan Griego, en la costa occidental de Margarita oriental. 525 RICHARDS (1943) describió moluscos hallados en ellos y JAM y MÉNDEZ AROCHA (1962) describieron los afloramientos en detalle. El nombre es inválido por homonimia con el Grupo Juan Griego y deberá ser sustituido. La unidad consiste de un conglomerado basal de cantos y peñones de unos 2 m de espesor, seguido por unos 10 m de areniscas conglomeráticas muy conchíferas, que prácticamente forman coquinas. INVÁLIDO JUAN ROSARIO, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno) Estado Monagas. Este nombre fue empleado por HEDBERG (1950-a) como sinónimo local de la lutita de Areo. Véase AREO, FORMACIÓN. 526 K INVÁLIDO KAIETEURIANA, SERIE PRECÁMBRICO Guayana. A partir de su referencia original como "Kaieteurian Conglomerate", publicada en la Guayana Británica por ANDERSON y DUNN (1895), el término "Serie" Kaieteuriana es utilizado en Venezuela por diversos autores (ZULOAGA, 1930; LIDDLE, 1928, 1946; KUGLER et al., 1944) generalmente como sinónimo de la Formación Roraima y no siempre con el mismo sentido (LEV, 1956). En Venezuela, el nombre se reemplaza por el de Formación Roraima (hoy Grupo Roraima) Véase: RORAIMA, GRUPO. INFORMAL KAMARATA, SILL DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Según AGUERREVERE et al., (1939) un gran sill de rocas ígneas intrusiona las areniscas en el valle de Kamarata, región de la Gran Sabana, estado Bolívar, municipio autónomo Gran Sabana. Los autores señalan dos períodos de actividad ígnea: una primera intrusión básica en forma de sill de gabro, de composición mineralógica y química muy uniforme, y una segunda intrusión ácida que corta al sill en forma de dique, de composición bastante variable. El sill toma forma de lacolito en diversas localidades. El término es informal por su definición imprecisa. INFORMAL KANAIME, SILL DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue publicado originalmente por AGUERREVERE et al.(1939) para designar un sill de gabro, expuesto 2 km al sudeste de Santa Elena en la región de la Gran Sabana, estado Bolívar, que se extiende aparentemente en forma de dique hacia el occidente hasta el pueblo de Apoipó. La roca es un gabro cuarcífero de color gris oscuro algo verdoso y de grano grueso a mediano. Presenta estructura micropegmatítica, formada esencialmente por labradorita, augita y algo de cuarzo. En Santa Elena el sill intrusiona las areniscas del 527 Grupo Roraima. BELLIZZIA (1957) incluye algunos especímenes de esta roca en un cuadro comparativo de las diabasas de la Gran Sabana. 528 L INVÁLIDO "L.O.Z." CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Esta es una abreviatura utilizada por la CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948, figs. 5, 9, 11, cuadro III), para referirse a la zona o grupo de Petróleo Liviano ("Light Oil group or zone"). Véase: PETROLEO LIVIANO, GRUPO, ZONA DE. INFORMAL "L-1" a "L-8", ARENAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. DE SISTO (1962) al presentar el cuadro de nomenclaturas de las arenas de la Formación La Pica, en el área mayor de Santa Bárbara, estado Monagas, señaló las Arenas "L" (L-1 a L7), más la Arena Muri en los campos de Muri y Santa Bárbara norte y sur, como equivalentes a la zona de Textularia. Los términos fueron introducidos por la Sinclair Oil and Refining Co. y equivalen también a la zona inferior de Santa Bárbara. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. VÁLIDO LA AGUADA, MIEMBRO (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío-Cenomaniense) Estado Lara. RENZ, (1959) introdujo este nombre para designar la parte inferior de la Formación La Luna en los estados Trujillo y Lara, asignándole edad Cenomaniense, la cual fue modificada posteriormente por el mismo autor a Albiense-Cenomaniense (RENZ, 1968). GARCIA JARPA et al. (1980) lo estudian en el surco del Uribante y Lara-Trujillo. La sección tipo del Miembro La Aguada, fue establecida en el caserío La Aguada, 4 km al norte de Barbacoas, en el estado Lara. En el estado Trujillo, a lo largo del camino de Chejendé a Mitón, al este de la hacienda La Morita se encuentra una sección de referencia. La parte inferior del miembro, está formada por capas de caliza densa, de color gris oscuro, con 20 a 40 cm de espesor con algunas concresiones calcáreas. Esta facies puede 529 considerarse como transicional entre las facies de aguas llanas depositadas en la plataforma, Formación La Puya, y la facies pelágica, Formación La Luna. La parte superior del miembro es una sección con litología típica de La Luna, i. e., abundantes concresiones elipsoidales de caliza y calizas laminadas. La unidad se depositó en un ambiente marino pelágico, con desarrollo de condiciones euxínicas. En Lara y Trujillo el espesor del Miembro La Aguada es de aproximadamente 60 m. El miembro la Aguada, está extensamente distribuido en los estados Trujillo y Lara. El contacto inferior del miembro con el tope de la Formación Peñas Altas (La Puya) está muy bien definido (GARCIA JARPA et al., 1980). El contacto entre los miembros La Aguada y Chejendé se sitúa en la capa más alta de caliza prominente, situada debajo de la sección de lutitas y margas que forma la parte basal del miembro Chejendé. En las regiones de Barbacoas y Chejendé se han encontrado numerosos amonites del Albiense tardío-Cenomaniense, como el género Oxytropidoceras, Mariella (M) cf. worthensis. Acanthoceras, además de foraminíferos planctónicos como Hedbergella y Rotalipora appenninica, este último sobre todo en la región de Chejendé. Se le asigna una edad Albiense tardío-Cenomaniense. El miembro La Aguada es el equivalente del Miembro La Grita y de parte del Miembro de lutita de Seboruco de la Formación Capacho. El cambio lateral en litología es gradual y el límite se ha colocado arbitrariamente entre Torondoy y el alto de Tomón. En las colinas piemontinas de Perijá, el equivalente cronológico de La Aguada es probablemente la Formación Maraca. VÁLIDO LA AGUADITA, GNEIS DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Cojedes. Referencias: MENÉNDEZ (1965) empleó este nombre para designar una intercalación de gneises hornabléndicos, gneises biotíticos, anfibolitas y rocas cuarzo plagioclásicas, que constituyen la parte más antigua del Complejo del Tinaco. SEIDERS (1965) correlacionó con esta unidad rocas semejantes expuestas en Miranda central, 200 km al este de Tinaco y afirmó que la "diorita hornabléndica" y el "granito sódico" descritos por SMITH (1953) son también posibles equivalentes con lo cual confirmó deducciones previas de MACKENZIE (1966). Localidad tipo: Quebrada Aguadita, estado Cojedes. Extensión geográfica: Los afloramientos de la unidad son esporádicos, desde la región del Tinaco hacia el este hasta Miranda central; afloran más extensamente en los alrededores del Tinaco y Tinaquillo. Descripción litológica: La unidad es una alternancia de capas máficas y félsicas de 5 a3 cm. de espesor promedio, que alcanza raras veces hasta 1 metro; esta alternancia, de colores contrastantes, produce el aspecto bandeado del gneis. Las capas félsicas (rocas cuarzo530 plagioclásicas) suelen ser más delgadas que las máficas, (gneis hornabléndicos-cuarzooligoclásico y anfibolitas). Entre ambos tipos hay transiciones, particularmente entre los gneises hornabléndicos y los biotíticos que pasan de unos a otros en una misma capa. Los primeros abundan más que los segundos y éstos a su vez más que las anfibolitas. En su parte superior, la unidad contiene capas de esquistos cuarzo-plagioclásicocloríticoyconglomerados esquistosos con cantos de cuarzo y rocas graníticas. Varias capas delgadas y lenticulares de mármol, de 0,5 a3 m de espesor, se intercalan con los gneises (menos del 2% de la unidad). El gneis de la Aguadita aparentemente representa una secuencia sedimentaria con cantidades menores de adiciones volcánicas; las capas máficas se derivaron posiblemente de una secuencia lutítico-grauváquica, las félsicas de ftanitas impuras, y las anfibolitas de tobas básicas. Las condiciones fisicoquímicas predominantes durante el metamorfismo de la unidad corresponden a las de los grados inferiores de las facies de la anfibolita almandínica. Relaciones de campo: Se desconoce su base; en su tope la unidad es concordante y transicional con el Esquisto de Tinapú suprayacente. Localmente el Gneis de la Aguadita infrayace a las formaciones Cojedes, Querecual, Las Placitas, Pilancones y a las "rocas de Conoropa". Edad: MARTÍN B. (1968) en GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), señala una edad K/Ar 112 ± 3 y 117 ± 3 Ma de una muestra recolectada en la quebrada El Fraile, al norte de El Tinaco estado Cojedes. Considerando que el Gneis de La Aguadita la parte inferior de El Complejo El Tinaco y teniendo en cuenta que BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) en GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), consideran a éste como parte del basamento Precámbrico, es lógico asignarle esta edad a él Gneis de la Aguadita. La correlación regional del Gneis de La Aguadita con el Complejo de Peña de Mora apoya una edad Precámbrico superior para dicha unidad. Correlación: La unidad es correlativa probable del Gneis de Sebastopol. VÁLIDO LA BIMBA, PERIDOTITA SERPENTINIZADA DE MESOZOICO Estado Yaracuy. Referencias: BUSHMAN (1959, 1965) se refiere a esta unidad con el nombre informal de "rocas intrusivas básicas de La Bimba". MARTÍN y BELLIZZIA (1967) la denominan "Peridotita Serpentinizada de La Bimba" y estudian el proceso de serpentinización y añadieron información sobre los depósitos de talco. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1967) también la cartografían. AÑEZ et al. (1979) estudian el cuerpo desde el punto de vista del depósito de talco y esteatita, indicando que el nombre para ese entonces de la localidad tipo es Cabimba. 531 Localidad tipo: A 3 km al suroeste del poblado de Agua Viva, a su vez a 15 km al sureste de la población de Yaritagua, estado Yaracuy. (Hoja N° 6345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: MARTÍN y BELLIZZIA (1967) indican que la unidad consiste predominantemente en peridotita contentiva de enstatita y olivino, es de color de verde oliva a verde grisáceo a veces moteada en marrón, maciza, compacta y dura, a veces bien foliadas. La peridotita se presenta en varios grados de serpentinización. Debido a la alteración de la roca primaria aparecen cuerpos enriquecidos en talco y carbonatos que presentan colores variables, también con estructura maciza y grano medio a fino, localmente con estructura esquistosa y con pronunciada laminación. Se presentan además esquisto esteatítico y clorítico. AÑEZ et al. (1976) en su estudio del depósito de talco, describe adicionalmente esta unidad y sus relaciones con las rocas adyacentes. Espesor: En La Bimba, el espesor es de 150 m. Extensión geográfica: Los afloramientos se extienden en una franja desde La Bimba, estado Yaracuy, hacia el este a lo largo del frente montañoso de la serranía de NirguaTucuragua, hasta Tinaquillo, estado Cojedes. Relaciones de campo: Según BUSHMAN (1965) se encuentra en contacto aparentemente concordante con su unidad informal "Esquisto verde de Agua Viva" (esquisto verde, esquisto calcáreo - grafitoso, esquisto micáceo y mármol). MARTÍN BELLIZZIA y BELLIZZIA (1967) indican que la unidad es intrusiva en las rocas adyacentes. En los trabajos más modernos de la cordillera de la Costa se ha encontrado que los cuerpos de serpentinita se encuentran en contacto tectónico con las rocas encajantes, siendo posiblemente el mismo caso con esta unidad en particular. AÑEZ et al. (1976) interpreta a las rocas encajantes como una zona de contacto, entre las rocas esquistosas y las ultramáficas, caracterizada por áreas cloríticas, niveles actinolíticos, minerales asbestiformes y acumulaciones de esteatita, producto de reacciones metasomáticas durante un evento hidrotermal. Edad: Se desconoce, pero por su correlación con la Peridotita de Tinaquillo, se presume una edad Mesozoica. Correlación: Esta unidad se ha correlacionado con la Peridotita de Tinaquillo. Importancia económica: La alteración de la serpentina forma yacimientos lenticulares de talco de hasta 5 m de espesor, así como zonas muy ricas en tremolita, actinolita, clorita (chamosita) y cuarzo. La cubicación efectuada indica unas reservas probables en el orden de 364 mil toneladas secas de mena de talco (AÑEZ et al., 1976). VÁLIDO LA BLANQUILLA, FORMACIÓN 532 CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno medio-tardío) Dependencias Federales (Isla La Blanquilla). Consideraciones históricas: Las formaciones coralinas en la Isla La Blanquilla han sido mencionadas por numerosos autores, RUTTEN (1940) identifica algunos corales encontrados en la caliza. ZULOAGA (1953) realiza una descripción general de la morfología de las calizas e incluye una lista de corales, equinodermos, pelecípodos, gasterópodos y foraminíferos (identificados por MARKS y WEINGEIST). MALONEY (1971) describe las calizas de La Blanquilla con detalle y propone el nombre de Formación La Blanquilla, postulando el nombre de Miembro Falucho para la terraza inferior. SCHUBERT y MOTICSKA (1973) describen las rocas ígneas de la isla La Blanquilla, y SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), hicieron dataciones de edad de la granodiorita y trondhjemitas. SCHUBERT (1976), describe ampliamente la unidad, y SCHUBERT y VALASTRO (1978) efectúan dataciones radiométricas en corales del Miembro Falucho (Terraza 1) y en la Terraza 2. MÉNDEZ (1984), describe la morfología submarina y el nivel de las terrazas coralinas sumergidas, pertenecientes a la Formación Blanquilla. Localidad tipo: Los mejores afloramientos y más accesibles se encuentran en la costa occidental, norte y sureste de la isla (Entre el Falucho y Manzanilla, y el Falucho y La Cabecera). Extensión geográfica: La Formación La Blanquilla comprende más del 70% de la superficie expuesta de la isla. Toda la parte oriental está compuesta por las calizas de la Formación La Blanquilla. Descripción litológica: La Formación La Blanquilla consiste de calizas de origen coralino, las cuales fueron depositadas en varios ciclos interglaciales (nivel máximo del mar). Sobre el nivel del mar afloran tres terrazas coralinas a 7-10 m, 11-15 m y 25 a más de 30 m de elevación. MALONEY (1971) subdividió las calizas en dos unidades: una unidad superior que comprendía las calizas en la parte alta de la isla (compuesta por dos niveles de terrazas), y una unidad inferior formada por el farallón de calizas entre el nivel del mar y los 10 m de altura, al cual denominó Miembro Falucho. MÉNDEZ (1985a), considera que la Formación La Blanquilla comprende tres niveles de terrazas coralinas expuestas en la isla, así como aquellas sumergidas. Actualmente El Miembro Falucho (terraza 1) es parte de la formación. La más antigua de las calizas coralinas (Terraza Marina 3, SCHUBERT, 1976), aflora en la parte central y más alta isla. Consiste de masas amorfas microcristalinas y masa de cristales de calcita producto de la diagénesis subaérea y freática y la disolución del aragonito a calcita. El espesor varía entre 2 y 5 m. La Terraza Marina aflora en la parte norte y este de la isla. Consiste de una facies fosilífera, propia de un arrecife franjeante, a lo largo del borde externo y una facies de calcarenita en la parte interna (facies detrás de arrecife). La caliza es de color crema y presenta cantidades menores de calcita en forma de espato. La facies interna consiste de un conglomerado calcáreo, calcarenita y calcilutita. Ocasionalmente se encuentran zonas fosilíferas (coquina) con abundantes gasterópodos y pelecípodos. La Terraza Marina 1 o Miembro Falucho, aflora en el borde de casi toda la isla, en forma de una terraza angosta, y un acantilado de 7-10 m de altura. Representa una facies de arrecife franjeante, aflorando en el borde de casi toda la isla en forma de una 533 terraza angosta y acantilado, cuya base está siendo activamente erosionada por el oleaje, formándose estructuras cársticas y de colapso. La caliza coralina es de color crema con pocas alteraciones diagenéticas y con colonias de Acropora palmata, Acropora cervicornis, Montastrea annularis, Siderastrea siderea, cuyas estructuras internas se mantienen bien preservadas. La posición de las terrazas calcáreas de la Formación La Blanquilla con respecto al nivel del mar, indican un levantamiento tectónico de la isla. Las calizas de la Formación La Blanquilla indican el desarrollo de arrecifes franjeantes durante los máximos niveles del mar de los interglaciales del Pleistoceno tardío. Los arrecifes franjeantes de la Terraza Marina 3 bordearon las rocas del basamento de la isla. En la Terraza Marina 2 se reconocen dos ambientes sedimentarios principales; Uno externo formado por facies de arrecifes franjeantes o pequeños arrecifes de barrera y otro formado por facies detrás del arrecife, indicando facies de lagunas y playas internas. El Miembro Falucho (Terraza marina 1) está representado por un arrecife de barrera que bordeaba a las calizas más antiguas de la Terraza marina 2. Espesor: El espesor de la Formación La Blanquilla es variable, ajustándose a las irregularidades de la Trondhjemita de Garantón, la cual cubre discordantemente. SCHUBERT (1976) estima que la Terraza Marina 3 tiene un espesor de 2-5 m, la Terraza Marina 2, de 1,5-5 m y la Terraza Marina 1 o Miembro Falucho, de 5-10 m. Relaciones de campo: La Formación La Blanquilla suprayace discordantemente a la Trondhjemita de Garantón. En las tres terrazas de las cuales se compone la formación en su parte aflorante, se observa un conglomerado basal, formado por fragmentos de rocas ígneas, metamórficas (derivadas de la roca caja que aflora en el Archipiélago Los Hermanos, SCHUBERT y MOTICSKA, 1973) y calizas. Fósiles: Los principales fósiles son corales, propios del desarrollo de ambientes de arrecifes franjeantes. Edad: Según los fósiles hallados, la edad de la Formación La Blanquilla es Pleistoceno u Holoceno (ZULOAGA, 1953). Análisis radiométricos por el método de Th/U (SCHUBERT y SZABO, 1978) indican que el Miembro Falucho (Terraza Marina 1) es de edad Sangamon (ultimo interglacial), mientras que la Terraza Marina 2 es interglacial Yarmouth. Correlación: Con base al contenido fosilífero y a las edades absolutas, la Formación La Blanquilla se correlaciona con la Formación Tortuga y la Formación Castillo de Araya. El Miembro Falucho se correlaciona con la terraza marina de la Formación Castillo de Araya, con el Miembro Punta de Piedras de la Formación Tortuga, con la Terraza Marina de la Orchila, con la terraza marina del Gran Roque (archipiélago Los Roques), con la Terraza III de Barbados (First High Cliff) y la Terraza Inferior (Lower Terrace) de Curazao, Aruba y Bonaire (MACSOTAY y MOORE, 1974, SCHUBERT 1976, MÉNDEZ, 1985b). La Terraza 2 de la Formación Blanquilla se puede correlacionar con la unidad superior de la Formación Tortuga, con la "Middle Terrace" de Curazao, Aruba y Bonaire, con la terraza más alta del grupo "First High Cliff' y con la "Terrace 2" de Jamaica. Las terrazas submarinas de la Blanquilla se correlacionan con terrazas similares en Los Roques, Las Aves y La Orchila. 534 INFORMAL LA CALIFORNIA, MIEMBRO (Formación Pagüey) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Barinas. OSUNA, et al. (1995) fueron los primeros en proponer la división de la Formación Pagüey en tres miembros que, en orden ascendente, son los "miembros" Arandia, La California e Higüerones. El miembro La California tiene su sección tipo desde el tope del cerro La California hasta la falla Canaguá en el flanco sur del cerro Azul. Es una secuencia compuesta de ciclos hectométricos de lutitas, limolitas y areniscas; las areniscas subgrauváquicas, de grano fino a grueso alcanzan espesores de 14 m en los 200 m superiores. Reportan un espesor de unos 1200 m en la sección tipo. 1130 m cerca del pozo Uzcátegui-2 y 1980 m en el área Barinitas-Altamira. Las capas arenosas forman filas y cuestas de buzamiento, por su relativa dureza y resistencia a la erosión. Contienen macrofósiles y abundantes icnofósiles que sugieren un ambiente sedimentario que varía progresivamente hacia arriba desde talud a nerítico (OSUNA, 1995). Su espesor es de unos 1000 m y su edad es Eoceno medio. MONROY y DI GIANNI (en OSUNA op. cit.,) identificaron la siguiente flora en muestras de las quebradas Bellaca y Arandia, indicativas del Eoceno Medio. Palinomorfos: Janmulleripollis pentaradiatus, Echitriporites trianguliformis "A", Bombacacidites foveoreuculatus. Nannoplancton: Dicoaster saipaniensis, Chiasmolithus solitus, Reticulofenestra umbilica y Helicosphaera dineseni. De acuerdo a las asociaciones de microfósiles descritas, la edad del Miembro La California es Eoceno medio, Zona 23 de MULLER et al., (1985) y Zona NP-16 de MARTINI (1971). Ambiente de plataforma externa a talud ha sido interpretado para el miembro La California en base a la presencia de Textularia sp., Nummulites sp., Globobulimina sp., Hanzawaia concentrica y Cyclammina sp. Aguasuelos, en OSUNA et al. (1995) mencionan los icnofósiles Thalassinoides, Ophiomorpha, Macanopsis. Teichichnus que corresponden a conjuntos de plataforma externa. Véase: PAGÜEY, FORMACIÓN. VÁLIDO LA COPÉ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Estados Táchira. Referencias: El término Formación La Copé, fue propuesto por MACELLARI (1982). KISER (1989) reconoce los sedimentos de esta unidad litoestratigráfica, en el subsuelo de los campos petrolíferos Guafita-La Victoria y el alto de Brujas. 535 Localidad tipo: Está ubicada en las cercanías de la mina de asfalto situada en las proximidades de la quebrada La Copé, a lo largo de la carretera San Cristóbal-Santo Domingo, con secciones de referencia en los márgenes del río Carapo, en las proximidades de la hacienda La Polonia y los caseríos San Josecito y Santa Ana del estado Táchira. También aflora en los cerritos de "La Ceiba", en el estado Apure. Extensión geográfica: La unidad ha sido reconocida por MACELLARI (op. cit.), en los alrededores de la población de Rubio, río Carapo, al norte de Santo Domingo y en los afluentes del río Uribante. Según KISER (1989), la formación aflora en el piedemonte de la cordillera oriental, la depresión del Táchira y Los Andes merideños hasta el río Dorada y está presente en el subsuelo de Apure. Descripción litológica: La unidad se divide informalmente en dos miembros: El Inferior, que consiste generalmente en conglomerados masivos con clastos de diámetro de 5 a 30 cm, con grado de redondez variable, compuestos generalmente de ftanita detrital, areniscas y calizas, como resultado de la erosión de rocas del Cretácico. Los conglomerados son friables y algunas veces cementados con óxidos de hierro. La matriz generalmente es arenosa, de grano grueso y de color amarillento a gris claro, a veces arcillosa de color abigarrada. Los conglomerados se intercalan con gruesas capas de areniscas gris claro y amarillento, con estratificación cruzada a masiva, a su vez intercaladas con arcilitas masivas de color gris claro. El espesor de este miembro alcanza los 600 m, disminuyendo rápidamente hacia el oeste, donde se acuña completamente. El Miembro Superior, está constituido por arcilitas grises, moteadas de color rojizo a amarillento, alternándose con areniscas blanquecinas rosadas y amarillentas, masivas, con abundante matriz y con aislados niveles de conglomerados. El espesor máximo medido de este miembro es de 1200 m, aunque podría ser mayor, ya que su tope se encuentra generalmente erosionado. De acuerdo a las características litológicas y sedimentológicas observadas en los afloramientos, se concluye que la unidad se depositó en ambiente continental de abanicos aluviales (fanglomerados) en la parte inferior, y hacia la parte superior, se evidencian ambientes fluviales (llanura aluvial y canales distributarios). Espesor: En la sección tipo, HEYBROEK (1953) midió aproximadamente 1680 m (en KISER, 1989) y estimó 4510 m en el área del río Cutufí Norte, y 4710 m en el río Nula. KISER (op. cit.) estima unos 700 m en los pozos perforados en Apure. Relaciones de campo: La formación yace en discordancia angular sobre unidades del Cretácico-Terciario temprano. Hacia el oeste, descansa sobre la Formación Carbonera (Eoceno tardío-Oligoceno). A medida que se avanza hacia el nor-noroeste, la superficie de erosión sobre la que se depositó la Formación La Copé, va truncando formaciones progresivamente más antiguas, hasta llegar a descansar sobre rocas de la Formación Río Negro. Fósiles: Las rocas carecen de fauna; sin embargo, se han localizado numerosos restos de troncos, hojas y raíces de plantas bien preservados, especialmente en la quebrada Legía, al este de Rubio. No se han realizado estudios palinológicos en detalle, en afloramientos y en 536 el subsuelo, pero en informes inéditos de la industria petrolera, se ha encontrado escasa microflora. Edad: Con base a su posición y relaciones estratigráficas, se le asigna una edad Mioceno tardío al Plioceno temprano. Correlaciones: En la cuenca de Maracaibo, se correlaciona con las formaciones Isnotú y Betijoque; en la cuenca Barinas-Apure, con las formaciones Parángula y Río Yuca. KISER (1989) la correlaciona con la Formación Río Yuca y con las formaciones Caja y Calzón en la cuenca de los Llanos de Colombia. Importancia económica: Los conglomerados impregnados de asfalto, son explotados para pavimentación. Los niveles arcillosos y lutíticos en la industria alfarera. VALIDO LA CRUZ, MIEMBRO (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) Estado Guárico. El Miembro La Cruz, de la Formación Tigre, es una modificación introducida por DUSENBURY (1960) de la unidad descrita originalmente como Formación La Cruz, por PATTERSON y WILSON (1953). Toma su nombre de la estructura de La Cruz, en el campo petrolífero de Las Mercedes, estado Guárico. La unidad consiste en su parte inferior, de espesas areniscas lenticulares, caoliníticas, intercaladas con cantidades menores de lutitas negras carbonáceas, con fragmentos de moluscos; la parte superior comienza con una lutita negra con amonites (Inoceramus, sp.) y foraminíferos, seguidas por areniscas finas, calcáreas y muy glauconíticas, con intercalaciones delgadas de lutita fosilífera. El miembro alcanza 330 m de espesor, y se adelgaza hacia el escudo de Guayana y el alto de El Baúl (LATREILLE et al. en ISEA, 1987); suprayace el basamento, y pasa transicionalmente al Miembro Infante (PATTERSON y WILSON, 1953). Véase: TIGRE, FORMACIÓN. VÁLIDO LA CUAIMA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Ciudad Bolívar. Referencias: Este nombre fue introducido por ESPEJO (1974), para designar al conjunto de lavas basálticas, expuestas al sur de la región El Manteco-Gurí, al este del río Caroní. 537 Localidad tipo: En la quebrada La Cuaima, desde al cruce del camino El Manteco-San Pedro de las Bocas, vía El Sute, hasta un punto situado aproximadamente 1 km aguas arriba del cruce, municipio Heres, estado Bolívar. (Hoja N° 7637, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Están expuestas en un área de 80 km2, en el extremo sur de la región El Manteco-Gurí, estado Bolívar. Descripción litológica: La formación consiste de lavas basálticas verdes, de granularidad y colores variables, que se prestan en coladas de distintos espesores, intercaladas con capas lenticulares de metaftanita ferruginosa y ocasionalmente manganesífera. Las lavas de grano fino exhiben cierta foliación, afloran en coladas delgadas (30 cm a 2 m) que alternan con coladas más espesas (hasta 8 m) de grano fino a medio. Comúnmente presentan estructuras de flujo y amígdalas deformadas y rellenas de cuarzo, calcita, clorita y epidoto. Las rocas están metamorfizadas en la facies del esquisto verde, sub-facies cuarzo-albita-epidotobiotita a cuarzo albita-epidoto-almandina. Ambiente tectónico y petrogénesis: Las lavas de la Formación La Cuaima por su mineralogía y composición química corresponden a basaltos toleíticos. Relaciones de campo: La unidad es concordante por encima de la Formación Yuruari, se desconoce su relación con rocas más jóvenes. Aflora en escala decakilométrica. Esta litología sostiene una topografía abrupta con cerros de topes irregulares, densamente vegetados y la alteración de la roca da lugar a suelos rojos arcillosos. Espesor: En El Manteco-Gurí se estima un espesor mínimo de 1000 m. Edad: Precámbrico. Correlación: ESPEJO (op. cit.), la correlaciona mineralógica y químicamente con la Formación El Callao. Según MENÉNDEZ (1968) puede corresponder a un nivel estratigráfico más alto. INFORMAL LA CULATA, MORRENAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Mérida. SCHUBERT y VALASTRO (1973), utilizaron este término para describir las morrenas localizadas a lo largo de la carretera Mérida-Valle Grande y en las riberas del río Mucujún, al norte del caserío de La Culata, designando esta área como localidad tipo, (Hoja N° 5942, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La Morrenas de la Culata se pueden observar a lo largo del flanco sureste de la sierra de La Culata y del flanco noroeste del páramo El Escorial, valle del río Mucujún, al norte de Mérida (aproximadamente entre 2600 y 3600 m 538 de elevación) y alcanzan alturas de 150 a 200 m, lo cual refleja el espesor local, aproximado, del till. El till que forma las Morrenas de La Culata consiste de una mezcla marrón clara a gris claro de fragmentos, con tamaños que varían entre arcilla y cantos, sin escogimiento ni estratificación aparente (excepto en pequeños lentes de arcilla limosa). Los cantos y guijarros consisten de gneis, esquisto cuarzo-micáceo y cantidades menores de pegmatita y cuarzo blanco (todas rocas típicas del basamento precámbrico y paleozoico; KOVISARS, 1972). Los clastos varían entre prismoidales a tabulares, con facetas bien desarrolladas (aproximadamente el 1% muestra estrías) están ordenados formando una fábrica interna, la cual se ha interpretado como un reflejo del flujo de los glaciares (SCHUBERT, 1979). Son mayormente subangulares a subredondeados. Este till se encuentra dentro de seis morrenas individuales entre 3000 y 3600 m, y en un afloramiento (probablemente de un till más antiguo) aproximadamente a 2600 m, llamado localmente Morrena Mucujún Media. El till de las Morrenas de La Culata fue depositado en forma de morrenas laterales y terminales, durante el Pleistoceno tardío (Glaciación Mérida). La distribución de las morrenas sugiere varios avances importantes de los glaciares. Durante la deposición, el clima de la región era periglacial. Posteriormente, durante el retroceso pleistoceno tardío-holoceno de los glaciares, los arcos morrénicos fueron el escenario de sedimentación aluvial y lacustre, así como de formación de turbas. El contacto inferior es discordante sobre las rocas del basamento (Formación Sierra Nevada, Granodiorita de El Carmen y Adamolita de La Culata), así como sobre sedimentos glaciales posiblemente más antiguos (till de fondo o lodoment till). Lateralmente, es discordante con rocas del basamento en las salidas de los valles glaciales, alcanzan alturas de 150 a 200 m, lo cual refleja el espesor local aproximado del till. No se han hallado fósiles en las Morrenas de La Culata. Con base en dataciones radiocarbónicas de sedimentos orgánicos, depositados dentro de los arcos morrénicos, la edad mínima de las Morrenas de La Culata es Holoceno temprano; sin embargo, por la similitud morfológica y grado de meteorización, se puede afirmar tentativamente, que pertenecen al último estadio glacial pleistoceno (Glaciación Mérida; SCHUBERT, 1974). Con base en la similitud morfológica, grado de meteorización y elevación, las Morrenas de La Culata probablemente son equivalentes al Till de Mucubají, así como a depósitos similares en otros valles andinos (Complejo Morrénico de Piedras Blancas, Morrenas de Batallón). INFORMAL LA DANTA, ARENAS DE (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. La referencia original y descripción de la unidad se deben a SUTER (1947), para designar la parte superior de la Formación Guacharaca. Esta misma unidad ha recibido los nombres de Arenas de Guayabal o de Guacharaca, términos que han caído en desuso, por haber sido utilizados para designar unidades diferentes. SUTER (1947) describe la unidad como 539 compuesta de arenas impuras, medianamente consolidadas y frecuentemente glauconíferas, sin lenticularidad excesiva, con capas individuales delgadas (5 a 20 pies). Los contactos, inferior, con la unidad lutítica sin nombre de la Formación Guacharaca, y superior, con el miembro El Salto de la Formación San Lorenzo, son concordantes y transicionales. RENZ (1948) reconoce las Arenas de La Danta en el subsuelo, en los pozos Mene de Acosta N° 7 y 47, como intercalaciones de lutitas limolíticas, con capas ocasionales de arenisca en la parte superior de la Formación Guacharaca. WHEELER (1960) introduce el nombre de Miembro La Danta, para la parte inferior de la Formación Guacharaca, describiéndolo en términos muy semejantes a los de la unidad de SUTER (1947), pero en posición estratigráfica completamente diferente. Por razones de prioridad, el nombre La Danta debe quedar con el sentido original de SUTER (1947), invalidándose el término Miembro La Danta de WHEELER (1960). Es, sin embargo, evidente, que existen contradicciones e indefiniciones en las subdivisiones de la Formación Guacharaca. Véase: GUACHARACA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA DANTA, MIEMBRO (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. SUTER (1947) describió una unidad de intercalaciones de areniscas y limolitas con el nombre de Arenas de Guayabal, Guacharaca o La Danta, como la parte superior de la Formación Guacharaca. RENZ (1948) menciona repetidas veces la presencia de intercalaciones de areniscas delgadas y limolitas en la parte superior de la Formación Guacharaca, en el subsuelo del campo de El Mene de Acosta, sin designarlas con un nombre litoestratigráfico, WHEELER (1960) publica una subdivisión en tres miembros de la Formación Guacharaca, colocando al Miembro La Danta en la parte inferior. Por razones de prioridad, el nombre La Danta debe quedar para la unidad informal de SUTER (1947), siendo inválido el nombre de Miembro La Danta de WHEELER (1960). Véanse: GUACHARACA, FORMACIÓN y LA DANTA, ARENAS DE. VÁLIDO LA ENCRUCIJADA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: CHASE (1965) publicó este término para designar rocas descritas originalmente por SHORT y STEENKEN (1962) como "graníticas de posible origen ígneo". KALLIOKOSKI (1965 b.), empleó el nombre "monzonita cuarcífera de La Encrucijada"; para designar una de varias masas plutónicas en el Complejo de Imataca, la 540 cual forma un plutón ovalado al oeste del río Caroní, sudoeste de la carretera Ciudad Bolívar-La Encrucijada-Ciudad Piar. Posteriormente, POSADAS y KALLIOKOSKI (1967), se refirieron a la unidad con el nombre de Granito de La Encrucijada. Localidad tipo: Carretera Puerto Ordaz-Ciudad Piar en el cruce con la carretera Upata (La Encrucijada) municipio Heres, estado Bolívar, (Hoja N° 7640, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: La parte central del granito de La Encrucijada, que se caracteriza por lomas redondeadas y denudadas de color negro (KALLIOKOSKI, op. cit.), consiste de monzonita cuarcífera uniforme, de grano medio y color rosado grisáceo a gris resino en superficies meteorizadas, corrientemente porfidítica, con 10-15% de fenocristales equidimensionales de microclino de hasta 5 centímetros de diámetro; la biotita y/o la hornablenda definen una débil foliación mineral y localmente hay xenolítios, "Schlieren", y pequeños diques de pegmatita cuarzo- feldespática. En los afloramientos marginales la roca pasa gradualmente a variedades porfidoblásticas y migmatíticas el grano varia de fino a medio y el volumen de biotita varía desde un pequeño porcentaje hasta 15%. La parte sur de la unidad contiene capas y zonas borrosas de una roca que puede ser paragneis recristalizado incorporado. Relaciones de campo: Constituye uno de los plutones intrusivos en la parte occidental del Complejo de Imataca. El contacto exterior de esta unidad, bastante aparente en el mapa aeromagnético (KALLIOKOSKI, 1965 a.), no se puede localizar con algún grado de precisión en el campo. Los estudiosos de esta unidad no han señalado dimensiones del cuerpo. Edad: SHORT y STEENKEN (1962) registraron una edad de 2000 ± 45 Ma, determinada por Rb/Sr en biotita del granito de La Encrucijada. POSADAS y KALLIOKOSKI (op. cit.) le asignaron una edad de 200 + 87 Ma, determinada por Rb/Sr. en roca total, en base al análisis de 5 muestras del plutón tomadas a lo largo de la carretera que lo corta. Importancia económica: Puede ser utilizado principalmente en la industria de la construcción como piedra triturada (agregado para concreto, balastro, etc.) y piedra ornamental (pisos, fachadas, etc.) Sinonimia: Monzonita Cuarcífera de La Encrucijada. INVÁLIDO LA ENCRUCIJADA, MONZONITA CUARCÍFERA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) publicó este nombre para designar una de las masas plutónicas observadas en el Complejo de Imataca, que forma un plutón ovalado expuesto al oeste del 541 río Caroní, y cortado por la carretera Puerto Ordaz-Cerro Bolívar. Posteriormente, POSADA y KALLIOKOSKI (1967) invalidaron el término para sustituirlo por el de Granito de La Encrucijada. Véase: LA ENCRUCIJADA, GRANITO DE. INFORMAL LA ESPUELITA, ARENISCAS DE (Formación Chiguana) CENOZOICO (Cuaternario?) Estado Sucre. BALDA (1960) introdujo este término para designar un tramo de arenisca conglomerática de espesor desconocido, en la parte inferior de su Formación Chiguana. El nombre se deriva de la salina de La Espuelita, 2 km al noreste de Chiguana, en la costa nororiental del golfo de Cariaco, estado Sucre. Véase: CHIGUANA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA FORTUNA, "FASE ARENOSA" DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. TASH (1937-a) publicó este nombre informal como sinónimo de la Formación Mene Grande de uso actual. Véase: MENE GRANDE, FORMACIÓN. INFORMAL LA FUNCIA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Sucre. AGUASUELOS, (en FURRER y CASTRO, 1997) utiliza éste término informal para designar una unidad que aflora en la zona del anticlinal de la Pica, estado Sucre y que está constituida por una caída de bloques, de todos los tamaños, desde unos decímetros hasta más de cien metros, de rocas detríticas gruesas, conglomerados con elementos redondos de cuarzo y elementos líticos de lutitas rojas, silicificadas, areniscas blancas, finas, muy micáceas, feldespáticas con meteorización hacia marrón o finas, lutitas negras muy micáceas con nódulos ferruginosos, malditas micáceas finas de color gris a marrón. 542 Excepto los conglomerados, los otros tipos petrográficos que se encuentran en el "melange" de olistolitos de La Funcia, son tipos comunes en la Formación Barranquín. La localidad tipo se encuentra en el pueblo la Funcia, estado Sucre, Venezuela oriental. Tiene un espesor de aproximadamente 100 m. En el sitio La Funcia, la facies con olistolitos u olistostromos tiene un desarrollo muy importante; no tiene una distribución geográfica homogénea. No se observaron sus relaciones de campo ni se reportan fósiles. Se asigna al Paleoceno sin diferenciar. VÁLIDO LA GÉ, GRUPO MESOZOICO (Jurásico). Estado Zulia. Este nombre fue introducido por HEA y WHITMAN (1960) para agrupar las formaciones Tinacoa, Macoíta y La Quinta, "Las cuales forman una asociación litológica de carácter provincial, caracterizada por contener abundantes productos volcánicos en sus sedimentos". Los autores no designaron localidad tipo, señalando sólo que los mejores afloramientos se encuentran en la quebrada La Gé, distrito Perijá, estado Zulia. La parte basal del Grupo La Gé, Formación Tinacoa, consiste de un miembro inferior predominantemente calcáreo y otro superior arenoso presentando grauvacas con piroclásticas y tobas intercaladas con lutitas calcáreas y carbonáceas; la parte media de La Gé, Formación Macoíta, consiste de un intervalo de lutitas y limolitas calcáreas gris aceituna, a veces pseudoolíticas, interestratificadas con grauvacas, areniscas tobáceas, tobas líticas, frecuentemente con estratificación cruzada; finalmente la parte superior del Grupo La Gé, Formación La Quinta, es una potente secuencia de limolitas, areniscas y conglomerados de color rojo (GONZÁLEZ DE JUANA, et al.1980). La unidad se depositó en ambientes de aguas dulces a salobres, lacustre, hasta francamente continental. El espesor total mínimo del grupo se calcula en 5.000 m. La unidad ocupa la región entre los ríos Palmar y Negro, estado Zulia. Se desconoce la base del grupo (base de Tinacoa), en Perijá; con la probable excepción del curso superior del río Palmar, donde el Miembro Caño Caliche parece descansar concordantemente sobre la Formación Río Palmar; el contacto superior (tope de la Quinta) infrayace al Conglomerado Seco, o a la Formación Río Negro, con un contacto generalmente discordante, pero posiblemente transicional en algunas localidades. BOWEN (1972), menciona restos de peces del género Lepidotus, y esporomorfos que se extienden del Jurásico al Cretácico, en Tinacoa. ODREMAN y BENEDETTO (1977) identificaron la asociación florística Ptilophyllum-Otozamites asociados con Cyzircus (Eusteheria) sp., para la misma parte del Grupo (Formación Tinacoa); para la parte media de la unidad (Formación Macoíta), los mismos autores identificaron una paleoflora compuesta por Ptilophyllam sp. y Phlebopteris sp. Con base a los restos fósiles antes mencionados, ODREMAN y BENEDETTO (op. cit.), le asignan edad Jurásico a la unidad, descartando la edad Carbonífera mencionada en el Léxico Estratigráfico de Venezuela, (1970). El Grupo 543 La Gé se correlaciona con la Formación La Quinta de Los Andes venezolanos y con parte del Grupo Girón de Colombia. Véanse: TINACOA, FORMACIÓN. FORMACIÓN; MACOÍTA, FORMACIÓN LA QUINTA, VÁLIDO LA GLORIA, PLUTÓN DE MESOZOICO (Pre-cretácico) Estado Cojedes. MENÉNDEZ (1965) empleó este nombre para designar uno de los cuatros pintones de trondhjemita expuestos en la parte sur del Complejo de Tinaco. El nombre proviene del cerro La Gloria, estado Cojedes, donde aflora gran parte de la unidad. El plutón intrusiona al gneis de La Aguadita con un contacto gradacional y concordante. Las trondhjemitas que componen el núcleo son rocas de color gris verdoso claro, textura granular hipidiomórfica, que se hace localmente gnéisica en los bordes del plutón. La roca se compone esencialmente de plagioclasa, cuarzo, biotita y feldespato potásico; este último mineral suele presentarse en forma de porfidoblastos muy erráticamente distribuidos. Véase: EL TINACO, COMPLEJO DE. VÁLIDO LA GRITA, MIEMBRO (Formación Capacho) MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) Estado Táchira. RENZ (1959) reconoció y designó con este nombre la parte inferior de la Formación Capacho. El Miembro La Grita tiene su localidad tipo en el río La Grita entre La Quinta y Seboruco, estado Táchira. TESTAMARCK (1992) designó una sección de referencia en la carretera Estanques-El Vigía, estado Mérida. GARCIA JARPA et al. (1980), lo estudian en las subcuencas del Uribante y Lara-Trujillo. En la localidad tipo, el Miembro la Grita presenta una típica litología tipo La Luna: calizas negras densas alternando con caliza margosa que varía de laminada a foliada y contiene concreciones calcáreas, siendo muy similar a la de la Formación La Luna. Alrededor de la Azulita, Mérida, es menos conspicuo que en la sección tipo debido a que contiene menos caliza, lechos de caliza y concreciones. En Trujillo meridional y Barinas no se encuentran concreciones en el miembro, el cual consiste en caliza laminada de color gris oscuro con superficies onduladas, (RENZ, op. cit.). Se interpreta un ambiente de sedimentación marino pelágico, con condiciones euxínicas. El miembro La Grita aflora en los estados Táchira, Mérida, Trujillo meridional y Barinas (RENZ, 1977). En su área tipo, el Miembro La Grita tiene un espesor de 5 a 10 m, 544 cifra que en general corresponde a Táchira y Mérida; en Barinas el espesor alcanza aproximadamente 50 m (?) (RENZ, 1959). El contacto del miembro con la Formación Aguardiente (GARCIA JARPA, et al., 1980), la Puya según RENZ (1959) infrayacente, está bien definido. Su contacto superior con el Miembro Lutita de Seboruco es transicional en Táchira y Mérida. En la sección tipo y en los pozos de Río de Oro, el Miembro La Grita contiene foraminíferos planctónicos entre los cuales se destacan tipos primitivos de Rotalipora BROTZEN, 1942 ("Ticinella REICHEL 1950" y "Thalmannienella SIGAL 1948"). También se encuentran restos de maceramos y abundantes restos de peces. La edad de los foraminíferos planctónicos de la sección tipo es probablemente Albiense tardío-Cenomaniense temprano. En Táchira meridional parece que el Miembro La Grita pasa en forma transicional a lutitas, las cuales forman la parte basal de la Formación Escandalosa. Hacia el noreste (Trujillo y Lara) el miembro pasa transicionalmente al Miembro La Aguada, parte inferior de la Formación La Luna. Véase: CAPACHO, FORMACIÓN. VÁLIDO LA GUACAMAYA, METADIORITA DE PALEOZOICO Estado Aragua. Referencias: SMITH (1952) describe su "diorita hornabléndica" en la zona entre Tácata y Tiara. MACLACHLAN et al. (1960) la estudia designándola como "diorita cuarzo hornabléndica". SHAGAM (1960) la cartografía bajo la denominación de "diorita". BECK (1985, 1986) complementa la descripción de estas rocas denominándola "Diorita de Guacamaya" y actualiza su cartografía geológica, ubicándola en su "Napa de Caucagua-El Tinaco". OSTOS (1990a, b) la estudia en la sección de La Victoria-El Pao de Zárate, denominándola "Metadiorita de La Guacamaya", que es el nombre que se considera más apropiado, tanto por el nombre de la localidad, como por adaptarse mejor al tipo de roca metamórfica. Localidad tipo: La localidad tipo se encuentra en el cerro La Guacamaya, a 6,5 km al sureste de La Victoria, estado Aragua, aflorando típicamente tanto en la carretera entre La Victoria y El Pao de Zárate, como en las quebradas adyacentes. (Hoja Nº 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Los afloramientos más orientales se encuentran en un punto intermedio entre los poblados de Tejerías, Tiara y Tácata, estados Aragua y Miranda, mientras que el punto más occidental se ubica cerca del caserío de Zuata, a pocos kilómetros al este de Cagua, estado Aragua. Descripción litológica: MACLACHLAN et al. (1960) y SHAGAM (1960) presentan muy breves descripciones de este tipo de roca, indicando la presencia de plagioclasa muy 545 alterada y hornablenda en cristales elongados, así con cantidades menores de cuarzo. BECK (1985, 1986) describe la unidad como una roca diorítica con fuerte deformación penetrativa, representada por foliación y lineación mineral, indica que es bastante homogénea mineralógicamente. La plagioclasa está totalmente transformada y algunos cristales muestran intensa deformación con microfracturas y micropliegues tipo "kink". La hornablenda es marrón a marrón verdosa, frecuentemente maclada. Además hay cantidades menores de epidoto, clorita, esfena y apatito. Este autor también indica la presencia de cuerpos discontinuos (inclusiones o diques) de composición tonalítica, así como xenolitos de la roca caja. OSTOS (1990) indica que estas rocas dioríticas varían de masivas a cizalladas, localmente hay una foliación y lineación bien desarrollada. Al microscopio revelan una fuerte alteración de la plagioclasa y las muestras pueden clasificarse como gneis plagioclásicohornabléndico, o gneis plagioclásico-hornabléndico-augitico. Son frecuentes las texturas flaser y miloníticas. La asociación mineralógica indica que estas muestras sufrieron un metamorfismo de la facies de la anfibolita. Varias muestras de esta unidad fueron analizadas geoquímicamente por OSTOS (1990), y si bien la información aportada no es suficientemente discriminativa, es probable que la metadiorita tenga una afinidad calcoalcalina, y que se haya intrusionado en un ambiente de placas convergentes tipo Andino. Relaciones de campo: En las cercanías de la localidad tipo, OSTOS (1990) muestra que el contacto de esta metadiorita con la Formación Tucutunemo es a través de una falla de ángulo alto. Fósiles: No se han encontrado. Edad: Esta unidad no se ha datado radiométricamente, pero se interpreta de edad Paleozoico-Precámbrico (OSTOS, 1990). INVÁLIDO LA GUAIRA, CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. LIDDLE (1946) introduce este nombre para designar estratos expuestos al este de Cabo Blanco, que dice "haber confundido con las verdaderas capas de Cabo Blanco de HUMBOLDT, KARSTEN y KEHRER", las cuales asignó al Mioceno superior. Según LIDDLE, la fauna descrita por MARTIN (1888) provino de estas "capas de La Guaira". CH. DE RIVERA (en LEV, 1956) recomienda rechazar el término por lo confuso e inapropiado de su definición. Los sedimentos en referencia probablemente corresponden a la Formación Mare, de uso actual. Véase: MARE, FORMACIÓN. 546 INFORMAL LA GUAIRITA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío?) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno?) Estado Anzoátegui CAMPOS y OSUNA (1977) introdujeron este nuevo nombre formacional, para designar una secuencia representada por la intercalación de calizas, areniscas y lutitas con intervalos rítmicos de origen turbidítico, que aflora en la quebrada del mismo nombre, afluente del río Chávez, estado Anzoátegui. Las calizas son arenáceas a conglomeráticas, pasando a veces a verdaderos conglomerados calcáreos, de color gris azuloso y con fragmentos de cuarzo, ftanita, caliza y conchas de fósiles, donde destacan las marcas de carga y la gradación vertical. Las lutitas son negras, no calcáreas, con fractura de "concha de melón" y no fosilíferas. Los intervalos rítmicos se presentan en estratos delgados (menos de 10 cm), formados por la intercalación de lutitas negras y areniscas calcáreas; las areniscas son pardas, de grano fino, gradadas, con estructuras del ciclo Bouma, incompleto, marcas de base y abundantes icnofósiles. Hacia la base de la unidad, aparecen algunos niveles de arenisca, de color gris claro, sucia, micácea, intercalados con lutita negra. El espesor, en la sección tipo, es de 130 metros. El contacto inferior se coloca en la base de una capa de conglomerado de unos 30 cm de espesor, con fragmentos de chert, cuarzo y calizas del tipo subyacente (Albiense), postulándose la presencia de un hiato; el contacto superior, aunque está cubierto por aluvión, se interpreta en relación concordante con la secuencia suprayacente de las "capas del Río Chávez". MACSOTAY en CAMPOS y OSUNA (op. cit.) identifica los icnofósiles Planolites, Gordia, Dreginozoum; el mismo autor del tope de uno de estos intervalos rítmicos señaló "un ejemplar inmaduro del amonite Peroniceras cf. Moureti Degr., restringido al piso Coniaciense del Cretácico tardío". INVÁLIDO "LA GÜICA", FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario) Estado Nueva Esparta. Este término es ortografía errónea, empleada por TAYLOR (1960), de La Güica. Véase: LA GÜICA, FORMACIÓN. VÁLIDO LA GÜICA, MIEMBRO (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) 547 Estado Nueva Esparta. TAYLOR (1960) publica este término (mal escrito La Gúica), para designar una secuencia limo-arcillosa, generalmente calcárea, poco consolidada, expuesta en el caserío La Güica (abandonada actualmente), en la parte sur de Margarita oriental (Paraguaychoa); la atribuyó al Mioceno en la columna geológica, y al Oligoceno en el mapa geológico. BERMÚDEZ (1966), introdujo la nomenclatura correcta. HUNTER (1977-a) le asigna rango de miembro medio dentro de la Formación Cubagua, reportando una microfauna característica de la zona de Neogroboguadrina dutertri, de la parte superior del Mioceno superior. Aunque los contactos no se observan, por su paleontología, se le supone como una unidad con relaciones de campo normales con los otros miembros de la Formación Cubagua: las Calizas de Cubagua, infrayacentes, y el Miembro Las Hernández, suprayacente (HUNTER, 1978-a). Véanse: CUBAGUA, FORMACIÓN, CALIZAS DE, LAS HERNANDEZ, MIEMBRO y LA TEJITA, MIEMBRO. INFORMAL LA HORQUETA, MIEMBRO DE CALIZA DE MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Nueva Esparta. Este nombre fue introducido originalmente por GONZÁLEZ DE JUANA et al (1972) para designar un horizonte de calizas dolomíticas estratigráficamente en la parte media de la Formación Macuro, descrita en el curso medio del río La Horqueta y en otros ríos y quebradas paralelas. Este horizonte calcáreo tiene gran importancia ya que es una capa guía por una distancia de unos 12 km., desde la fila Parasol, al sur de la ensenada Cuchara hasta las cercanías de la quebrada El Mango, interrumpida en este sitio debido a procesos de asimilación durante la intrusión granítica de El Mango-Doña Juana. La caliza dolomítica es de color gris, a crema por meteorización, dura y densa , a veces homogéneas y a veces laminada, bien recristalizada y en algunos casos los cristales muestran orientación abundantes vetas de calcita blanca de origen posterior; los análisis de las calizas dieron la siguiente composición química CaCO3: 68,32%; MgCO3: 23,54%; SiO2: 2,37%; R2O3: 4,95%. Presenta un espesor de unos 50 m. No se hallaron fósiles, por su posición en la Formación Macuro se le asignó una edad Triásico-Jurásico. Véase: FORMACIÓN MACURO. VÁLIDO LA LUNA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Campaniense) Estado Zulia. 548 Referencias: GARNER (1926) publica originalmente el nombre de caliza de La Luna, posteriormente descrita en detalle por HEDBERG y SASS (1937) con rango de formación. RENZ (1959) reconoce los cambios litológicos de la Formación La Luna en los estados Trujillo y Lara y la divide en tres miembros, que son en orden estratigráfico: La Aguada, Chejendé y Timbetes. En el estado Táchira el mismo autor introduce formalmente el Miembro Ftanita del Táchira. La unidad es litológicamente característica, por lo cual la literatura se refiere a ella con uniformidad. Algunos autores han empleado términos compuestos (La Luna-Cogollo, La Luna-Urumales, etc.) cuyo significado se sobreentiende. RENZ (1959) y FORD y HOUBOLT (1963) suministran descripciones adicionales. El término "Rubio", empleado por GERHARDT (1897-98) y otros autores, es sinónimo en desuso de La Luna. Ocasionalmente se ha publicado la forma incorrecta "Luna". Localidad tipo: Quebrada La Luna, unos 200 m al oeste de la hacienda La Luna, 16 km. al oeste de Villa del Rosario, distrito Machiques, estado Zulia, sierra de Perijá. La ubicación y el acceso fueron ilustrados por SCHWEIGHAUSER y BOOMER (1960), la columna estratigráfica fue ilustrada por ROD y MAYNC (1954), y descrita por JORDÁN y SCHERER (1982). Extensión geográfica: La unidad se presenta en toda la extensión de la cuenca del lago de Maracaibo, estado Zulia, como también en los estados Falcón, Lara, Trujillo, Mérida, Táchira, Barinas y la península de La Guajira, Colombia. Descripción litológica: La Formación La Luna consiste típicamente de calizas y lutitas calcáreas fétidas, con abundante materia orgánica laminada y finamente dispersa, delgadamente estratificadas y laminadas, densas, de color gris oscuro a negro; la ftanita negra es frecuente en forma de vetas, nódulos y capas delgadas; las concreciones elipsoidales a discoidales de 10 a 80 cm de diámetro, son características típicas de la formación, que permiten reconocerla en cualquier afloramiento. Muchas de las concreciones tienen amonites y otros macrofósiles en su interior. Las capas de caliza varían en espesor de 1-2 cm hasta unos 50 cm, con estratificación uniforme y monótona. Fracturas frescas de las calizas tienen olor característico y fuerte a bitumen. Detalles de secciones finas se encuentran en HEDBERG (1931) y FORD y HOUBOLT (1963). En la región de Trujillo-Lara, la unidad ha sido subdividida en tres miembros (RENZ, 1959) denominados La Aguada, Chejendé y Timbetes, en orden ascendente., En la región de Táchira-Barinas, RENZ nombra la Lutita de La Morita, considerada por autores posteriores como miembro local de las formaciones La Luna y Navay. Otra unidad que algunos consideran como miembro de la Formación La Luna es el Chert (Ftanita) de Táchira. En general, la litología descrita caracteriza a la Formación La Luna. Una excepción es el Miembro Machiques de la Formación Apón, apreciablemente más antiguo, cuya similitud con las calizas de la Formación La Luna ocasiona confusión e identificaciones erróneas en algunas de las primeras publicaciones. La formación La Luna aparentemente se depositó en un ambiente euxínico de aguas cuya profundidad ha sido objeto de mucha controversia. BOESI et al (1988) indican profundidades que van de 100 m en el Turoniense hasta aproximadamente 800 m en el Campaniense, y mencionan 549 condiciones euxínicas del Turoniense hasta el Santoniense. ROMERO y GALEA (1995) mencionan ambientes disaeróbicos para el Miembro Tres Esquinas del Campaniense. Espesor: Los espesores en la cuenca de Maracaibo varían entre 100 y 300 m, con tendencia a aumentar de sur a norte. En la localidad tipo JORDÁN y SCHERER (1982) miden 129 m en una sección fallada, HEDBERG y SASS (1937) estiman casi 300 m para la misma sección. A lo largo del frente oriental de la sierra de Perijá la formación tiene espesores que no superan los 183 m. En el valle del río Carache tiene 315 m y en el río Buena Vista en Trujillo tiene 70-100 m. El espesor se reduce sobre el arco de Mérida. En la concesión Barco (Colombia) varía entre 43 a 86 m. SAVIAN (1993) presenta un mapa isópaco de la Formación La Luna. Relaciones de campo: En la región del lago de Maracaibo, la Formación La Luna en general suprayace concordantemente a la Formación Maraca, la más alta de las calizas conchíferas del Grupo Cogollo, e infrayace, también concordantemente, a la Formación Colón. Sin embargo, hacia el sur la unidad grada lateralmente a la Formación Capacho y su contacto inferior se define por la variación en sentido descendente a una alternancia de tipos variables de lutita y caliza. En el contacto La Luna-Colón, por debajo de las lutitas características de la Formación Colón, se presenta una extensa zona glauconítica (Miembro Tres Esquinas), que localmente infrayace a una caliza fosilífera (Miembro Socuy). Los primeros autores abrigaron dudas en cuanto a la formación incluyente de estas dos subunidades. Actualmente se considera a la caliza de Socuy como miembro de la Formación Colón, y al Miembro Tres Esquinas como límite superior e incluido en la Formación La Luna, BOESI et al (1988), ROMERO y GALEA (1995). Fósiles: La Formación La Luna aparentemente se depositó en una facies euxínica y contiene pocos fósiles bentónicos; abundan los foraminíferos planctónicos (Rotalipora, Globotruncana, Guembelina) y los restos de peces. Los amonites (Coilopoceras, Barroisiceras, Hoplitoides, Neoptychites? Peroniceras, Texanites) son localmente comunes RENZ (1959). El Turoniense está bien establecido por la presencia del lamelibranquio de concha tenue Inoceramus labiatus SCHLOTHEIM, y numerosas especies de amonites (SUTTON, 1946; LIDDLE, 1946; RENZ, 1959) entre las cuales FORD y HOUBOLT (1963) consideran que dos especies, Texanites texanum ROEMER y Parelenticeras sieversi GERDHART son índices del Santoniense. ROMERO y GALEA (1995) mencionan Bolivinoides culverensis y Bolivinoides sirticus del Campaniense, recolectados del Miembro Tres Esquinas en el tope de la formación, donde además destacan las abundantes bioturbaciones producidas por Planolites y Thalassinoides, indicando que el diámetro de los icnofósiles aumenta hacia el tope de la sección. Edad: Cretácico: Cenomaniense a Campaniense. Correlación: La parte inferior de la Formación La Luna se correlaciona por transición lateral directa con la Formación Capacho, más variable, en la región de los Andes, y con la Formación Escandalosa, arenosa, en la cuenca de Barinas. En su conjunto se correlaciona con la Formación Querecual, litológicamente similar, de Venezuela oriental. 550 Geoquímica: La Formación La Luna es considerada la principal roca generadora de hidrocarburos de la cuenca de Maracaibo. EDBERG (1931) identifica las características generadoras de la formación mediante el análisis geoquímico de 9 muestras provenientes del flanco occidental de la cuenca de Maracaibo. SCHERER (1995) presenta mapas regionales de concentración de Carbono orgánico y de Tmax. JORDÁN y SCHERER (1982) hacen una descripción detallada y estudian la petrografía orgánica y maduración de la sección tipo en el estado Zulia. Importancia económica: la Formación La Luna se considera la roca madre principal de gran parte de los hidrocarburos generados y atrapados en la cuenca de Maracaibo. Sinonimia: La Formación Urumales de LIDDLE (1946) es equivalente a la facies más arenosa de la Formación La Luna en el norte del Táchira. La Formación Táchira de HEDBERG y SASS (1937) es, de acuerdo a SUTTON (1946), equivalente a la Formación La Luna. INFORMAL LA MARIPOSA, PARAGNEIS DE MESOZOICO? Distrito Federal. Denominado informalmente como Gneis de La Mariposa por PIMENTEL et al. (1985), pero previamente el mismo cuerpo había sido cartografiado por DENGO (1952, 1953) y WEHRMANN (1972) como parte del Complejo Basal de Sebastopol, este último autor también lo refiere como Gneis de Los Lechosos. URBANI (1989) lo denomina informalmente como Para-Gneis de La Mariposa. La localidad tipo se encuentra en la cuenca del río Valle, sitio de Los Lechosos cerca del dique de La Mariposa, al suroeste de Caracas, Distrito Federal. (Hoja Nº 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). WEHRMANN (op. cit.) lo describe como un gneis muy cuarcífero con bandas de clorita y muscovita, que producen una foliación gruesa pero bien desarrollada. Señala una mineralogía de cuarzo (70%), feldespato potásico (15%), muscovita (10%), clorita (5%). Estas rocas han sufrido un metamorfismo de la facies de los esquistos verdes, zona de la clorita. URBANI (1989) interpreta que estas rocas petrográficamente clasificables como gnéisicas, fueron formadas por el metamorfismo de conglomerados y forman parte integrante de la Formación Las Brisas, por consiguiente propone denominado como ParaGneis de La Mariposa, como nombre informal a efectos de la cartografía geológica de la región. En la localidad de Los Lechosos, WEHRMANN (1972) estima un espesor aparente máximo de 800 m. Las rocas están muy meteorizadas con deslizamientos de masas de gran envergadura. Concordantes con las rocas esquistosas de la Formación Las Brisas adyacente. GAUDETTE et al. (1979) presentan cuatro determinaciones de edad (Rb-Sr) que en el diagrama de isocrona presentan una fuerte dispersión limitados por las líneas de 166 y 344 m a. URBANI (op. cit.) reinterpreta estos datos y tres muestras se alinean en una isocrona 551 con una "edad" de 321 Ma., pero por su carácter metasedimentario y ser rocas de un metamorfismo de bajo grado, esta "edad" más bien debe representar una media de la edad de los elementos clásticos constituyentes del protolito, cuya fuente de sedimentos probablemente fueron granitos pre-Mesozoicos. URBANI (1989) considera que esta unidad corresponde a un nivel de rocas metaconglomeráticas dentro de la Formación Las Brisas. En algunos lugares donde aparece muy meteorizado ha sido explotado localmente como "arena amarilla" para construcciones civiles. Sinonimia: Gneis de la Mariposa o Gneis de Los Lechosos de PIMENTEL et al. (1985) Véanse: LAS BRISAS, FORMACIÓN y CARACAS, GRUPO. INVÁLIDO LA MESA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario?-Cuaternario?) Estado Anzoátegui. Este término aparece en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956) como sinónimo de la Formación Mesa, sin cita de publicaciones específicas de este empleo. El único ejemplo conocido es el de KUGLER (1950). Véase: MESA, FORMACIÓN. INFORMAL LA MITISUS, GNEIS BANDEADO DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Mérida. El nombre de Gneis Bandeado de La Mitisus fue propuesto por SCHUBERT (1968), para designar a una de las tres unidades de aplicación local, en las que dividió al Grupo Iglesias, en la región de Barinitas-Santo Domingo. Previamente, OPPENHEIM (1937) designó informalmente a los gneises que afloran en el alto Río Santo Domingo, como Gneis de Santo Domingo .La localidad tipo se encuentra en la carretera Barinitas-Santo Domingo, al este del caserío de La Mitisus, (Hoja Nº 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad se extiende en una ancha franja con dirección noreste, entre el río Santo Domingo y el páramo de Llano Corredor-Pico Guirigay. RAMÍREZ et al. (1972) reconocen el equivalente litológico de esta unidad, hasta Jajó y Tuñame (estado Trujillo). La unidad consiste de gneises y esquistos de biotita-muscovita-cuarzo, gneises y esquistos de biotita-almandina, gneises y esquistos de silimanita-almandina-biotita, gneises y esquistos de hornablenda-plagioclasa-biotita, anfibolita, y diques de pegmatita y aplita, estas rocas forman un amplio sinforme con plegamientos menores isoclinales, los cuales determinan una alternancia de bandas de los diferentes tipos litológicos, cuyo espesor varía 552 entre 0,5 y varios m. Según SCHUBERT (1968), las rocas del Gneis Bandeado de la Mitisus fueron originalmente acumulaciones pelíticas y cuarzo-feldespáticas, las cuales fueron metamorfizadas regionalmente a la subfacies de silimanita-almandina de la facies de la anfibolita. El límite superior podría haber llegado a los 700 ºC, y altas presiones de agua. Debido al plegamiento, es difícil medir el espesor, pero en la región de Barinitas-Santo Domingo, esta unidad tiene un espesor aparente de por lo menos 1000 km. Junto con las otras unidades en que se dividió al Grupo Iglesias, en la región de Barinitas-Santo Domingo (Esquistos y Cuarcitas de El Alambique y el Gneis Granítico de La Raya), forma el núcleo de la sierra de Santo Domingo y su extensión al noreste, hacia el páramo de Calderas. El único contacto que aflora, es entre el Gneis Bandeado de la Mitisus y el Gneis Granítico de La Raya, el cual aparece como estructuralmente concordante. Hay indicios de migmatización del gneis bandeado cerca del contacto, lo cual sugiere que el Gneis Granítico de La Raya es intrusivo en el primero. Con base a las relaciones estratigráficas y correlaciones litológicas con otras regiones, se asignó una edad Precámbrico superior a esta unidad. y debido a la litología y su continuidad hacia el sur, el Gneis Bandeado de la Mitisus es probablemente equivalente a la Formación Sierra Nevada, y el Grupo Iglesias. INVÁLIDO LA MORITA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense) Estado Barinas. KISER (1967) empleó este nombre en la región de Guanarito para designar la unidad estratigráfica usualmente aceptada como Miembro La Morita de la Formación Navay, en la región de Barinas. Véase: LA MORITA, MIEMBRO. VÁLIDO LA MORITA, MIEMBRO (Formaciones Navay y La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense?-Santoniense) Estado Táchira. RENZ (1959) definió la Lutita de La Morita, como una unidad compuesta de 150-180 m de lutita de color gris oscuro, suprayacente a la Formación Escandalosa, e infrayacente a la Formación Quevedo. Posteriormente GAENSLEN, (1962) y SVIP (1963) han considerado la unidad como miembro, ya sea de la Formación La Luna, o de la Formación Navay, según la localidad, en Barinas o Táchira meridional. FEO CODECIDO (1972), KISER (1961, 1967), VON DER OSTEN (1966), RUSSOMANNO y VELARDE (1982) consideraron la unidad como una formación del subsuelo, en los campos petrolíferos en el estado Barinas. GONZALEZ DE JUANA et al., (1980) consideran a los dos miembros como formaciones, 553 y no describen a la Formación Navay. (SÁNCHEZ y LORENTE, 1977; KISER, 1989-a, 1995; OSUNA, 1994) han mantenido la unidad como miembro de la Formación Navay. La sección tipo aflora en la quebrada Agua Fría, tributaria del río Pita, 36 km al noroeste de La Morita, Táchira meridional. KISER (1980) reconsidera el uso de Formación Navay, e incluye a los dos miembros ya mencionados. La litología consiste casi exclusivamente en lutitas de color gris oscuro, localmente calcáreas o limolíticas, con algunos niveles calcáreos delgados con peloticas fosfáticas y restos de peces. RENZ (op. cit.) asigna el miembro al Coniaciense por la presencia del ammonita Barroisiceras, en la quebrada Escandalosa, y el foraminífero Globotruncana fornicata, en el pozo Burgua-3. En el pozo Turunos-1X, HELENES et al. (1994) determinaron su edad como Turoniense tardíoConiaciense con base a los siguientes dinoflagelados en la base de La Morita; Ephedripites sp., C. senonica, Microdinium reticulatum: Cenomaniense a Turoniense medio. En la parte media y superior: Dinogymnium sp.; C. senonica, Andalisiella sp.: Turoniense tardíoConiaciense. El contacto inferior con la Formación Escandalosa es concordante, pero brusco y representa un cambio de ambiente nerítico interno a medio. Las lutitas de La Morita sirven de sello regional a los yacimientos petrolíferos en Barinas. Véanse: LA LUNA, FORMACIÓN y NAVAY, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA MOYA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Anzoátegui. Este término fue mencionado por HEDBERG (1950-a) como sinónimo local de la lutita de Arco. Véase: AREO, FORMACIÓN. INFORMAL LA NEBLINA, SERIE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. SELLIER DE CIVRIEUX (1966), introdujo este término para designar una secuencia metavolcánica y metasedimentaria, descrita originalmente sin designación por REYNOLDS (en MAGUIRE, 1955). El autor designó la localidad tipo en las faldas del pico La Neblina, ubicado en la sierra de La Neblina, situado en el extremo meridional del estado Amazonas, en la frontera con Brasil. La unidad está constituida por esquistos actinolíticos, filitas y grauvacas de color gris oscuro, con un espesor mínimo visible de unos 450 m, presuntamente infrayacente a rocas del Grupo Roraima y suprayacente a rocas cristalinas del escudo. SELLIER DE CIVRIEUX, (op. cit.) sugirió la presencia de un 554 contacto erosional o intrusivo inferido de la unidad con un plutón granítico observado al suroeste de La Neblina. INFORMAL LA ORCHILA, COMPLEJO ÍGNEO METAMÓRFICO DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Dependencias Federales. (Isla de La Orchila). HUMBOLDT (1826) describe por primera vez, en forma muy superficial, la geología de la isla. SIEVERS (1898) menciona el viaje de LUDWIG a La Orchila en 1885 las numerosas muestras de rocas recolectadas por ese naturalista, que serían luego estudiadas por BERGERT. RUTTEN (1931 y 1940) reexamina la colección de LUDWIG y publica descripciones petrográficas más detalladas. AGUERREVERE (1937) describe brevemente la geología de la isla. ROST (1938) publica un reconocimiento geológico y petrográfico más detallado. SCHUBERT y MOTICSKA (1972) publican un estudio geológico y petrográfico más completo. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) recopilan la geología de la isla, pero no realizan datación geocronológica. La localidad tipo se encuentra en los cerros Walker, central y oriental, isla La Orchila, Dependencias Federales. Las rocas cristalinas afloran en pequeñas colinas aisladas, en las áreas noroccidental, central y noroccidental de la isla. El macizo llamado cerro Walker, consiste en proporciones decrecientes de un stock granítico-granodiorítico central, de grano grueso a muy grueso, a veces porfídico y fuertemente cizallado, lo que le confiere un aspecto gnéisico. Es intrusivo en un cuerpo de metadiabasas y metabasaltos almohadillados, desde afaníticos hasta de grano fino, y con foliación gnéisica. Estas subvolcánicas fueron a su vez, intrusionadas por numerosos diques de una meta lava ácida, hoy convertida en un ortogneis porfídico. El extremo occidental del cerro Walker, lo ocupa un pequeño cuerpo de filitas y esquistos cloríticos, cuyo contacto con el stock granítico, es transicional. En las elevaciones centrales de la isla, se presentan varios afloramientos de peridotitas en variado grado de serpentinización, y se hallan intensamente diaclasadas y meteorizadas. Los cerros orientales forman un grupo de pequeñas colinas (cerros del Medio, Angola y El Mangle) formadas por ortoanfibolitas cuarzo-epidótico-granatíferos, gneises hornabléndicogranatíferos, gneises y esquistos epidóticos (cerro del Medio). Todas las metamorfitas de la isla son intrusionadas por aplitas y pegmatitas, de composición granodiorítica. El grado metamórfico de las metamorfitas es bajo, y alcanza la facies de los esquistos verdes, en algunos casos llegando a su parte superior a la zona del almandino. Las colinas que conforman este complejo, se hallan rodeadas por las formaciones arrecifales y de fango calcáreo, que componen la mayor parte de la isla. La gran variedad y complejidad litológica en un área muy reducida, el metamorfismo y el estilo tectónico, son los de la cordillera Caribe. No existen determinaciones radimétricas de edad de ningún componente del complejo ígneo-metamórfico. Por su correlación con la cordillera del Caribe, se asume que data del Cretácico tardío. HUMBOLDT (1826) correlaciona el complejo ígneo-metamórfico, con 555 rocas de la isla de Margarita y LUDWIG (en SIEVERS, 1898) recalca la similitud de la serpentina broncítica, con rocas parecidas de El Rodeo, en la península de Paraguaná. Según SIEVERS (1898) los esquistos cristalinos se repiten en Margarita, Los Testigos, Los Roques y Aruba, mientras que los cuerpos de rocas eruptivas, son similares a los de Curazao, Aruba y Paraguaná, y en menor proporción, a los de Los Roques y Los Hermanos. SCHUBERT y MOTICSKA (1972) postulan definitivamente, que el núcleo ígneometamórfico de La Orchila, es un sector de la cordillera del Caribe. VÁLIDO LA ORCHILA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Dependencias Federales. (Isla La Orchila) LUDWING (en SIEVERS, 1898) menciona la existencia de una terraza calcárea en la Isla de La Orchila. ROST (1938) mencionó brevemente la terraza y la consideró de edad Holoceno. La SOCIEDAD DE CIENCIAS NATURALES LA SALLE (1956) se considera que la terraza es de edad cuaternaria. VILA (1967) considera La Orchila como la cima de una montaña submarina la cual, durante el Pleistoceno, se convirtió en un atolón. SCHUBERT y MOTICSKA (1972), describen someramente la presencia de una terraza de 1,5 a 2 m de elevación, formada por roca de playa y rocas arrecifales. SCHUBERT y VALASTRO (1976), realizan una descripción detallada de una "Terraza Marina" y la consideran Formación La Orchila incluyendo la terraza coralina que se encuentra en la isla La Orchila, así como las terrazas submarinas que corresponden a los interglaciales posteriores al Sangamon. Localidad tipo: Los mejores afloramientos se encuentran a lo largo de la costa norte de la isla, y cerca de la punta oeste al sur del cerro Walker. Extensión geográfica: La Formación La Orchila, forma la parte plana de la isla y cubre aproximadamente el 90% de la misma, rodeando los seis pequeños cerros de rocas, del basamento ígneo-metamórfico (Complejo Ígneo-metamórfico de la Orchila; SCHUBERT y MOTICSKA, 1972). La Formación la Orchila cubre un área de aproximadamente 18 km2. Descripción litológica: La Formación La Orchila consiste de dos facies calcáreas (SCHUBERT y VALASTRO, 1976). Una facies con grano grueso y otra con grano fino. La facies calcárea de grano grueso forma la mayor parte de la formación, y consiste en más del 90% de fragmentos de corales y conchas, con tamaños que varían desde cantos hasta guijarros, cementados por carbonato de calcio fibroso y espático. Su color es marrón claro a crema (gris en superficies meteorizadas) y su superficie es extremadamente áspera. La facies calcárea de grano fino consiste de un conglomerado arenoso, con fragmentos de corales y conchas. Está bien cementada por carbonato de calcio espático, y probablemente representa una antigua roca de playa, la cual se formó al sur y este del cerro Walker. La superficie de la formación buza someramente hacia el sureste. Las calizas de la Formación La Orchila se desarrollaron como arrecifes franjeantes durante el interglacial Sangamon en 556 tomo al basamento ígneo-metamórfico de la isla de La Orchila. Su posición actual entre 1,5 y 3 m sobre el nivel del mar, indica el carácter subsidente que predomina en la Isla La Orchila. Espesor: No se conoce con certeza el espesor de la caliza de la Formación La Orchila, ya que no aflora su contacto con el basamento ígneo-metamórfico. Tiene por lo menos 3 m de espesor ya que esa es su elevación máxima sobre el nivel del mar. Relaciones de campo: El contacto inferior de la Formación La Orchila no aflora, pero el mismo debe ser discordante sobre el basamento ígneo-metamórfico que aflora formando los cerros de la isla. Fósiles: Se identificaron las siguientes especies de fósiles: Acropora cervicornis, Diploria strigosa, Diploria labyrinthiformis, Diploria sp., Montastrea annularis, Monastrea sp., Porites astreoides, Porites porites y Porites sp. Además, se encontraron numerosos fragmentos de Strombus gigas. Se halló, una coquina en el borde superior de la formación con Ostrea, Melongena, Murex y Bulla, indicando, probablemente una facies playera. Edad: La datación radiométrica por el método del Th/U en fragmentos de coral, indican que la edad de la Formación La Orchila es de 131000 años (aproximadamente). Esto sugiere un estado de formación durante el máximo nivel de transgresión del interglacial Sangamon. Correlación: La Formación La Orchila se correlaciona con el Miembro Falucho de la Formación La Blanquilla, el Miembro Punta de Piedras de la Formación La Tortuga, la Formación Castillos de Araya, la Terraza Marina del Gran Roque, la Terraza inferior (Lower Terrace) de Curazao, Aruba y Bonaire, la Terraza III de Barbados y la terraza marina inferior que se encuentra en la península de Macanao. Las terrazas submarinas se correlacionan con terrazas similares en La Blanquilla, Los Roques y Las Aves, las cuales se encuentran entre 14, 22 y 45 m e indican episodios de interglaciales menores posteriores al Sangamon (MÉNDEZ, 1985). VÁLIDO LA OSA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Lara. Referencias: El nombre de Formación La Osa, fue propuesto por CORONEL y RENZ (1960), para definir los afloramientos de un conglomerado polimíctico de calizas y cuarzos con cemento cuarzoso, calcáreo y ferruginoso, intercalado con areniscas calcáreas de grano grueso, que afloran entre el caserío Carorita Arriba y la carretera Bobare-Carora. LIDDLE (1946) describe "Cerca de cerro Gordo, a poca distancia al noroeste de Barquisimeto, algunas calizas gris-oscuro calcificas, levemente metamorfizadas, que deben corresponder a la Formación La Osa (MACSOTAY et al., 1987). BUSHMAN (1959, 1963) y BELLIZZIA 557 y RODRIGUEZ (1966, 1967) consideran estos conglomerados como miembros de la Formación Carorita. VON DER OSTEN (1967) considera que su relación de campo se hallaría en la base del Paleógeno, por considerar que ciertos intraclastos como la ftanita negra, no podrían proceder sino de la erosión y retrabajamiento de la Formación Barquisimeto, del Cretácico tardío. Recientemente MACSOTAY et al., (op. cit.), hacen un análisis detallado de la Formación La Osa, considerando aspectos como la litología, contenido fosilífero, espesor, contactos, paleoambientes y correlación. Localidad tipo: Quebrada La Osa, cerca de Carorita Arriba, cerca de Barquisimeto, estado Lara. (Hoja Nº 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Al norte de Barquisimeto, estado Lara, desde la quebrada La Osa, cerca de Carorita Arriba, hasta la carretera Bobare-Carora, aflora también en la población de Acurigua entre Carora y El Tocuyo (STEPHAN, 1982). Descripción litológica: Esencialmente detrítica, esta unidad fue bien descrita por CORONEL y RENZ (1960); su litología consiste principalmente en "conglomerados y areniscas de grano grueso con estratificación gradada, que suprayace concordantemente a la Formación Barquisimeto y cuyos peñones de caliza y ftanita se asemejan a esta formación". BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968) la describen así: "conglomerado calcáreo grueso a veces guijarroso, con fragmentos líticos de calizas, filitas, y cuarzo asociado con areniscas calcáreas de grano grueso y lutitas margas ocasionales. En algunas localidades se observan conglomerados de peñones, muchos de ellos con fósiles del Cretácico temprano. MACSOTAY et al., (1987) dicen que la Formación La Osa "se compone de lutitas arcillosas y arenas (flujo de grano) con lentes de conglomerados de caliza (bioesparita)",. Los cantos de caliza son subredondeados o subangulares, en una matriz de granos de cuarzo cementados por material biomicrítico y ferruginoso. Conglomerados de cuarzo, depositados en capas gruesas a menudo son frecuentes con guijarros subangulares en matriz arenosocalcárea también incluye ocasionales clastos de caliza". CORONEL y RENZ (1960), adjudican el origen de los conglomerados de La Osa a afloramientos submarinos de edad Cretácico temprano, erosionándose durante el Cretácico tardío-Paleoceno. Esta meteorización se suponía debajo del mar a profundidad no especificada a lo largo de escarpes de falla. Espesor: CORONEL y RENZ (1960), midieron 140-180 m en el área tipo, cifra que varía a lo largo de los afloramientos. Relaciones de campo: Según CORONEL y RENZ (1960) en la sección tipo la unidad suprayace concordantemente a la Formación Barquisimeto. MACSOTAY et al., (1987), consideran a la Formación La Osa como discordante sobre la Formación Carorita en la región norte de Barquisimeto, lo cual no es evidente en la región de Carorita Arriba, debido a que la Formación Bobare se halla en contacto de corrimiento sobre la Formación La Osa. Fósiles: Los fósiles de la Formación La Osa fueron considerados alóctonos desde los primeros estudios: Orbitolina sp., Trocholina cf., T arabica, junto con Caprina y Norinea. De una caliza aparentemente perteneciente a esta unidad JELETZKY en BUSHMAN 558 (1965) identificó belemnites, Neohibolites ex gr. ewaldi o N. aptiensies de edad Aptiense a Albiense temprano. MACSOTAY et al., (1987) publican listas de gasterópodos y bivalvos de diversas localidades donde aflora la Formación La Osa. Edad: Los conjuntos faunales publicados por MACSOTAY et al., (1987) indican edades desde el Barremiense al Cenomaniense, principalmente. Correlación: STEPHAN, BECK y MACSOTAY (1977) proponen correlacionar la Formación La Osa con la Formación Río Chávez (hoy Miembro Río Chávez) en la napa piemontina del río Taguay, estado Aragua; en el estado Cojedes con la Formación Agua Blanca y con la facies Guayamure de la Formación Peñas Altas cerca de Carora, estado Lara (STEPHAN, 1977, 1982, 1985). INVÁLIDO LA PALMA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. MAURY (1925-c) mencionó las "Capas de Lepidocyclina y Orthophragmina de La Palma, y lago de Maracaibo" sin descripción adicional. TOBLER (1922) indicó que la referencia al lago de Maracaibo conduce a confusión y que en realidad las capas son afloramientos de la Formación Mene Grande en el río La Palma, cerca del río San Pedro, estado Trujillo. Véase: MENE GRANDE, FORMACIÓN. INFORMAL LA PALMITA, MELANGE DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano?) Estado Sucre. AGUASUELOS (en FURRER y CASTRO, 1977) propone este nombre informal para designar una secuencia de sedimentitas hemipelágicas que aflora al frente del alóctono de la napa El Pato , en el sector conocido como La Palmita, entre Agua Fría Arriba al oeste y la quebrada de Marcos, al este, en el estado Sucre. Están constituidas por lutitas limosas, silíceas, de color gris verdoso, lustrosas, que meteorizan a marrón claro y marrón rojizo. Son micáceas, contienen nódulos de forma esferoidal y elipsoidal, de arcillita o limolita gris verdoso y ferruginosa, muy meteorizada a marrón terracota y marrón rojizo. Areniscas clasificadas como sublitaremitas, delgadas, muy lenticulares, de grano anguloso, constituidas esencialmente por cuarzo detrítico y una menor proporción de fragmentos líticos de cherts y limolitas cuarzo-pelíticas, escasa plagioclasa y mica detrítica (muscovita) y muy escasa glauconita y circón. Tiene pelitas micro y nannofosilíferas que brindan edades contradictorias. Toda la secuencia se presenta muy tectonizada, varios planos de 559 clivaje de fracturas y de microfallas. A lo largo de la carretera La Palmita-Quebrada de Marcos se midió un espesor de 30 metros constituido por 86% de lutitas y 14% de areniscas. Suprayace en discontinuidad estratigráfica, hiatus o discordancia angular, a las hemipelágicas silíceo-calcáreas y arenosas pertenecientes a la Formación Río Chávez (hoy Miembro Río Chavez). El paleoambiente es batial medio a inferior con paleoprofundidad entre 500 y 2000 metros. Las pelitas son micro y nanofosilíferas La icnofauna está representada por Chondrites icnosp.; los foraminíferos bénticos por Ammodiscus cretaceus, Arenobulimina dorbignyi, Bathysiphon discreta, Bulimina sp., Glomospira gordialis, Glomospira charoides, Haplophragmoides linki, Hiperammina subdiscreta, Plectocurvoides rotundas, Praecystammina globigerinaeformis, Rzehakina epigona, Sacammina sphaerica, Trochammina pseudovesicularis. Se presenta una mezcla en la nanoflora calcárea, encontrándose individuos del Cretácico tal es el caso de Watznaueria barnesae así como individuos del Eoceno como Cyclococcolithus formosus, Cribrocentrum reticulatum, Dictyococcites dictyodus, Discoaster saipanensis, Discoaster tani nodifer, Discoaster barbadiensis, Helicosphaera compacta, Reticulofenestra umbilica, Sphenolithus moriformis. Se postula para el Melange de La Palmita una edad Mioceno tardío a Plioceno temprano?, sin mayor precisión, ya que correspondería al desplazamiento o corrimiento hacia el sur-sureste del alóctono de la napa de El Pato, último evento compresivo mayor registrado en el borde meridional de la falla de El Pilar, (STEPHAN et. al. 1994). INFORMAL LA PARAGUA, GRANITO ALCALINO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. El término fue introducido por MARTÍN (1968) para referirse a un cuerpo granítico que se encuentra a unos 4 km, al noroeste del pueblo de La Paragua, estado Bolívar. MARTÍN et al (1975) señalan que esta roca es única en la región y que desarrolla bordes granofíricos y facies porfídica con textura rapakivi incipiente. Se aprecia una determinada zonación en los fenocristales de pertita potásica con proporciones variables de microclino-oligoclasa. Se observan las siguientes relaciones: fenocristales de pertita ligeramente reemplazada por oligoclasa y oligoclasa poiquilítica como núcleo rodeado de microclino; la matriz cuarzopertítica generalmente está cizallada. Los ferromagnesianos son hornablenda marrón, ferrohastingsita y biotita férrica, estilpnomelano y biotita. Como accesorios se presentan fluorita, titanita y óxidos ferrosos. Estos minerales se presentan en agregados glomérulo-porfídicos que le imparten al granito un aspecto moteado azul-verdoso. Los parámetros químicos y el modo permiten clasificar la roca como granito alcalino. En una muestra tomada unos 4 km. al noroeste del pueblo de La Paragua, se determinó una edad radiométrica con base a biotita de 1300 + 70 Ma, (MARTIN-BELLIZZIA et al., op. cit.). La intensa cataclasis que se observa en la matriz pone de relieve el episodio final de su emplazamiento durante el Tectonismo Orinoquensis 560 que produjo fuerte cizallamiento provocando escape isotópico y enmascarando la edad probable de su emplazamiento inicial (1750-150 Ma) a 1250 Ma. La unidad intrusiona a unidades posiblemente equivalentes a la Formación Caicara (MARTIN et al., 1975) con desarrollo de cornubianita; en estas zonas se observan diques aplíticos y microgranitos cizallados. En la posición central del cuerpo o techo de la intrusión, se han observado xenolitos de volcánicas y metareniscas de dichas formaciones, embebidos en la masa del cuerpo. La unidad se considera equivalente probable del Granito de Parguaza. VÁLIDO LA PASCUA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno temprano) Estado Guárico. Referencias: HEDBERG (1950-a) introdujo el término Areniscas de la Pascua sin ofrecer una descripción formal. PATTERSON y WILSON (1953), la analizaron en detalle con rango formacional. Numerosas compilaciones posteriores como la de YOUNG et al., (1956), SELLIER DE CIVRIEUX (1956), RENZ (1952), RENZ et al. (1958) y RENZ et al., (1963), la mencionan y erróneamente la correlacionan con las formaciones Naricual y Quebradón. QUARFOTH y CAUDRI (1961), le asignan una edad eocena, aceptada por PEIRSON (1963), al correlacionarla directamente con las calizas de la Formación Peñas Blancas del Eoceno tardío. FASOLA et al., (1985), realizaron estudios bioestratigráficos en el norte del estado Guárico y determinaron edades, biofacies, biozonas, y condiciones ambientales de la secuencia Cretácico-Terciario. ESCALONA y SALAZAR (1997) realizan un estudio sedimentológico de esta unidad, que proporciona información sobre litotipos, secuencias, ambientes, estructuras sedimentarias, etc. DAAL y HERNÁNDEZ (1997) aportan información petrolera y estratigráfica de la unidad. ISEA (1987), se refiere a la Formación La Pascua como la base del ciclo sedimentario Oligoceno en las áreas Machete y Zuata, de la faja petrolífera del Orinoco. Localidad tipo: El área tipo de esta formación, fue establecida en los campos petrolíferos de Las Mercedes, en Guárico central por geólogos de S.A. Petrolera de Las Mercedes, (Hoja Nº 6943, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). BROWN (en LEV, 1956), señaló que la sección tipo para el subsuelo está en el pozo Guayabo-2 en el campo Las Mercedes, distrito Infante, estado Guárico. El nombre es probablemente derivado de Valle de La Pascua principal poblado, de la región. Como hipoestratotipo, DAAL y HERNÁNDEZ (1977) proponen el pozo MGK-5X sin ofrecer tampoco sus coordenadas, ni las profundidades a las que se encuentra. Extensión geográfica: La Formación La Pascua ha sido descrita principalmente en el subsuelo del estado Guárico, aunque PATTERSON y WILSON (1953) y MARTÍN (1961) mencionan afloramientos al noreste de este estado. DAAL y HERNÁNDEZ consideran que se extiende desde el sureste del campo Copa-Macoya, hacia el noroeste del estado Guárico, 561 continuando por debajo del corrimiento frontal de la serranía del Interior. ESCALONA y SALAZAR (1988) mencionan su extensión hasta el norte en campos como Yucal-Placer, al este como Copa-Macoya, y al sur como el área de Machete. Descripción litológica: Esta unidad fue descrita por HEDBERG (1950a) como una serie de areniscas de ambiente variable, interestratificadas con lutitas y pocas capas ligníticas. HEDBERG (op. cit.), utiliza el nombre de La Pascua, para describir a una serie de areniscas de ambiente variable, desde marino a marginal, interestratificada con lutitas y pocas capas lignificas. Para PATTERSON y WILSON (op. cit.), la Formación La Pascua, en el campo de Las Mercedes, se caracteriza por un predominio de areniscas (60%) y lutitas (40%); distinguen ocho (8) cuerpos principales de arena, a los cuales dan categoría de miembros y denominan de tope a base "A","B", "BB","C", "D", "E", "E" y "G", las arenas son de color gris a gris marrón y varían desde finas a muy gruesas, presentan crecimientos secundarios en los granos de cuarzo; el escogimiento es pobre a bueno y es mejor en las arenas de grano más fino; las lutitas son negras a gris negruzco, masivas, finamente laminadas, calcáreas o no, y con ocasionales granos de pirita; los lignitos se encuentran frecuentemente en capas delgadas asociados a la arena basal, y especialmente en los intervalos superiores. ESCALONA y SALAZAR (1997) y LAMBERTINI et al., (en DAAL y HERNÁNDEZ, 1977) aportan información petrográfica y paleoambiental complementaria. Espesor: PATTERSON y WILSON (1953), refieren un espesor de 150 m a la sección tipo, y mencionan que es un cuerpo lenticular que adelgaza su espesor hacia el sureste. DAAL y HERNÁNDEZ (1988) afirman que representa una gran cuña de sedimentos que aumenta de espesor hacia el noroeste, y que va desde 0 metros en el sureste y noreste del área Copa Macoya, hasta 610 m al noroeste en el campo Yucal-Placer; en este último campo, ESCALONA y SALAZAR (1997), ubican el depocentro de la unidad. ESCALONA (1985) menciona que la erosión de la Formación La Pascua es severa en los alrededores de la falla de Altamira, la cual probablemente ha controlado la presencia de esta unidad en la región sureste del área Machete; en el resto del área, este autor sugiere un espesor promedio de 70 m. ISEA (1987) menciona un espesor máximo de 122 a 137 m en la parte central de Machete. Relaciones de campo: La Formación La Pascua descansa discordantemente sobre rocas cretácicas progresivamente más antiguas desde noreste a suroeste, hasta finalmente descansar directamente sobre el basamento granítico o la Formación Carrizal al noroeste del pueblo de Calabozo, estado Guárico (PATTERSON y WILSON, 1953). La Formación La Pascua pasa gradualmente a la Formación Roblecito suprayacente (PATTERSON y WILSON, op. cit.). Fósiles: PATTERSON y WILSON (1953) mencionan raros fragmentos de moluscos en las areniscas y en las lutitas, así como impresiones de plantas y foraminíferos en estas últimas. PEIRSON (1963) menciona la presencia de un conjunto faunal representativo de la zona de Globigerina ciperoensis de edad Oligoceno (Cassigerinella chipolensis, Chiloguembelina cubensis, Globigerina ciperoensis y Globigerina dissimilis). 562 FASOLA et al. (1985) identificaron las biozonas (foraminíferos planctónicos) de Pseudohastigerina micra-Cassigerinella chipolensis, Globigerinaampliapertura y (foraminíferos bentónicos) de Miliammina fusca-Trochammina laevigata inferior y Bolivina rudderi, así como la zona palinológica de Magnastriatites howardi. LATREILLE et al.en ISEA (1987) establecen que la Formación La Pascua en las áreas Machete y Zuata de la faja petrolífera del Orinoco, representa las zonas de foraminíferos planctónicos de BOLLI (1973) Globorotalia opima opima y Globigerina ciperoensis ciperoensis. CABRERA y VILLAIN identifican foraminíferos (p.e. Archaias sp.) y pelecípodos glauconitizados, ejemplares de algas y briozoarios. Mencionan que en la parte inferior hay una fauna arenácea escasa y poco diversificada. La fauna de la parte superior es mucho más diversa e incluye gasterópodos, ostrácodos, pelecípodos y foraminíferos. Edad: PATTERSON y WILSON (op. cit) y MENCHER, et al. (1953), indican una edad oligocena para la Formación La Pascua, en LEV (1970) se asigna al Eoceno tardío por correlación directa con las calizas fosilíferas de la Formación Peñas Blancas. FASOLA et al., (1985) determinaron una edad Oligoceno temprano hacia el oeste (pozos 29-PLA-14 y 16), que probablemente alcance al Oligoceno medio hacia el este, si se toma en cuenta el avance de la transgresión de oeste a este (CABRERA y VILLAIN, 1977). ISEA (1987) considera que la Formación La Pascua representa la base del ciclo Oligoceno en Machete y Zuata. LATREILLE et al. en ISEA (1987) la asignan al Oligoceno superior. Según CABRERA y VILLAIN (1988), la ausencia de marcadores diagnósticos hacia el área de Jobal-Zurón y Macaira (p.e. pozo MGK-4S), sólo permite hablar de Oligoceno sin diferenciar. Correlación: De acuerdo con PATTERSON y WILSON (1953), la Formación La Pascua está representada en el grupo de Arenisca de Guarumen, en el noroeste de Guárico, descrito por KAMEN-KAYE (1942). HEDBERG (1953) estableció "que la Arenisca La Pascua equivale probablemente a la Formación Capaya", así como también al grupo Merecure (HEDBERG 1950) del noreste del Estado Anzoátegui. En Léxico Estratigráfico de Venezuela (1970) se indica que las formaciones La Pascua y Peñas Blancas son correlativas, debido a que ambas tienen contactos basales fuertemente discordantes y pasan concordantemente hacia arriba a la Formación Roblecito. Hacia el noreste, la Formación La Pascua corresponde a parte de la porción superior de la Formación Caratas. Hacia el este, la cuña de sedimentos de las formaciones La PascuaRoblecito, es transgredida por las areniscas de la Formación Merecure (Periquito), y no se encuentran equivalentes cronológicos de Anaco-Oficina-Temblador. ARNSTEIN, et al. (1985), consideran que la Formación La Pascua representa la base del ciclo Oligoceno (subcuenca de Guárico) y es equivalente lateral de la Formación Los Jabillos (subcuenca de Maturín). Paleoambientes: En LEV, (1956) se indica un ambiente marino a marginal para la Formación La Pascua. LAMBERTINI et al., en DAAL y HERNÁNDEZ (op. cit), postulan un ambiente fluvio deltaico para el intervalo inferior, pasando hacia arriba a marinomarginal con aporte del sur para el intervalo medio; la parte superior de la Formación La 563 Pascua fue depositada en un ambiente marino de plataforma media, destacándose por primera vez el aporte de clásticos desde el norte, y el inicio de la formación de una cuenca tipo "foreland" en el norte de la subcuenca de Guárico. CABRERA y VILLAIN (1997) afirman que la parte inferior de la formación fue sedimentada en ambiente continental (sedimentación aluvial) a costero al este, y alcanza hasta plataforma media al oeste. La parte superior se sedimentó en ambientes de plataforma interna a media, con pocas fluctuaciones de la plataforma externa. En general, la unidad se hace más marina hacia el norte-noroeste y más somera hacia el sur-sureste (CABRERA y VILLAIN, op. cit.). ISEA (1987) establece que la Formación La Pascua, representa la base de la transgresión ocurrida en Machete y Zuata durante el Oligoceno tardío. Importancia económica: Las areniscas de esta formación constituyen importantes reservorios de hidrocarburos y las lutitas una fuente generadora de gas. Sinonimia: Las rocas de la actual Formación La Pascua fueron incluidas por KAMENKAYE (1942) en su Grupo de Areniscas de Guarumen, término actualmente en desuso. INVÁLIDO LA PAZ, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) KEHRER (1956, cuadro de correlación) aparentemente se refirió a la Formación Guasare con el nombre de "caliza de La Paz", por extensión hacia arriba del término Formación La Paz. Véase: GUASARE, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA PAZ, CAPAS, HORIZONTE, SECCIÓN DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. En sus descripciones de los campos petrolíferos de Zulia noroccidental, LIDDLE (1946) designó la parte superior de la sección eocena, sin definirla, con los nombres de capas, horizonte o sección La Paz de la Formación Orumo. Autores posteriores no han mantenido esta nomenclatura de LIDDLE. Las "capas de La Paz" fueron incluidas en la Formación Concepción (hoy Formación Misoa) y el nombre La Paz se empleó sinónimamente con Colón, para designar las lutitas del Cretácico tardío. INVÁLIDO 564 LA PAZ, FORMACIÓN, LUTITAS DE, SERIE MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. Durante muchos años el término "La Paz" fue empleado para designar las capas del Cretácico tardío en los campos petrolíferos de Mara-La Paz, al noroeste del lago de Maracaibo (CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, 1948). En ocasiones el nombre se empleó como incluyente de la Formación Guasare del Paleoceno (SMITH, 1951; KEHRER, 1956); más recientemente ha sido sustituido por la terminología generalmente aceptada del intervalo: formaciones Colón, Mito Juan y Guasare. (SVIP, 1963). INFORMAL LA PAZ, MIEMBRO DE CALIZA DE (Formación Valle Hondo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. CIZANCOURT (1951) utiliza este nombre, para designar calizas arrecifales expuestas cerca del caserío de La Paz, estado Trujillo, que asignó al Eoceno tardío, con base a su contenido faunal. La unidad se considera como miembro local de la Formación Valle Hondo. Véase: VALLE HONDO, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA PEDRERA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Anzoátegui. LIDDLE (1946) empleó este nombre en sentido estratigráfico en su cuadro de correlación, sin mención en el texto. Pese a referencias confusas a una edad paleocena (CH. DE RIVERO, en LEV, 1956) parece claro que se deseaba establecer la sinonimia con la caliza de Peñas Blancas del Eoceno tardío (SALVADOR, 1964-b) Véase: PEÑAS BLANCAS, CALIZAS DE. VÁLIDO LA PICA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Monagas. 565 Referencias: La referencia original, sin detalles, es de LOGUE y HASS (1943). HEDBERG (1950) describe brevemente la unidad y designa sección tipo. DE SISTO (1960-b, c, 1961-a, b, 1962, 1964) describió los aspectos regionales y subdivisiones locales de la unidad. BARNOLA (1960), describió con mayor detalle su desarrollo en el subsuelo de Pedernales. SULEK (1961), discute la extensión sur de La Pica y sus relaciones con las formaciones Carapita y Freites. PÉREZ DE MEJÍA y TARACHE (1985), señalan la presencia de la formación en la parte sur-central del golfo de Paria, al este de Pedernales. Localidad tipo: HEDBERG (1950), designó como localidad tipo, el pozo La Pica Nº 1, distrito Maturín, estado Monagas, en el intervalo entre 945 y 1786 m. DE SISTO (1960, op. cit.), publicó una sección suplementaria en forma de registro compuesto para el área mayor de Santa Bárbara. Extensión geográfica: La Formación La Pica se extiende desde el área mayor de Santa Bárbara, al norte del estado Monagas hacia el este, pasando por el campo de Pedernales, hasta el campo Posa, en la parte sur central del golfo de Paria (PÉREZ DE MEJÍA y TARACHE op. cit.). Hacia el sur la formación llega hasta la porción norte de los campos del sur de Monagas, según SULEK (op. cit.). Descripción litológica: En la localidad tipo la Formación La Pica consiste en lutitas grises, limolitas, con desarrollos importantes de areniscas arcillosas de grano fino (HEDBERG, op. cit.). En el área mayor de Santa Bárbara, según la descripción de DE SISTO (1961-a), la zona basal "F" es una cuña de lutitas grises, con algunas arenas y limolitas. La zona "E" está constituida por arenas fiables de grano fino, que forman numerosos lentes separados por intervalos lutíticos. La zona "D" es también lutítica, con muy pocas arenas, mientras que la "C", presenta un desarrollo de areniscas similar al de la zona "E". La zona "B" es un intervalo lutítico, y la zona superior "A", consiste en limolitas, lutitas limosas y areniscas laminadas, de grano fino. En Pedernales, según BARNOLA (op. cit.), el Miembro Amacuro está formado por lutitas y arcillas grises a verdes, micáceas y carbonáceas, con intercalaciones de limos y arenas limosas. El Miembro Pedernales está formado por areniscas de grano medio, con intercalaciones de lutita, El Miembro Cotorra está constituido por areniscas de grano fino, areniscas limosas y limolitas estratificadas con arcillas y lutitas de color gris azulado a verde. El contenido fauna] y la litología de La Pica, indican un ambiente marino somero cercano a la costa. Los eventos tectónicos contemporáneos con la sedimentación originaron una secuencia complicada de transgresiones y regresiones, y a las discordancias intraformacionales señaladas por DE SISTO y BARNOLA (op.cit.). Espesor: El espesor de la formación es variable, debido a las condiciones bajo las cuales se depositó. En la sección tipo alcanza los 840 m, aunque HEDBERG (op. cit.) admite que debe ser mucho mayor. Es muy posible que los espesores mayores en el centro de la cuenca lleguen a más de 3960 m. En el flanco norte de la cuenca, a lo largo del límite septentrional de los campos de Santa Bárbara y Jusepín, la formación se acuña y desaparece. Al sur, el espesor disminuye gradualmente al interdigitarse con la parte superior de la Formación Freites. En Pedernales, BARNOLA (op. cit.), indica 5060 m de espesor perforado, el cual se reduciría a unos 3730 m al ser corregido, por el alto buzamiento de las capas. 566 Relaciones de campo: En el área de la localidad tipo, la Formación La Pica yace discordantemente sobre la Formación Carapita. Hacia el centro de la cuenca, esta relación se hace concordante. Al sur, la formación pasa transicionalmente a la Formación Freites. En el tope, La Pica yace por debajo de la Formación Las Piedras, siendo el contacto concordante o discordante según las áreas. Fósiles: El contenido de foraminíferos arenáceos de la Formación La Pica, aunque no muy abundante, ha permitido su división en el área mayor de Santa Bárbara, en las zonas de Cassidulina, Sigmoilina y Textularia sin embargo, ningún autor ha publicado las correspondientes listas faunales. En el campo de Pedernales, BARNOLA (op. cit.) menciona las zonas de Globorotalia menardii, Discamminoides tobleri y Sigmoilina para el Miembro Amacuro, Sigmoilina para el Miembro Pedernales y Glomospira, para el Miembro Cotorra, pero tampoco proporciona listas faunales. LOGUE y HAAS (1943) al describir el nuevo género de foraminíferos Paranonion, procedente de pozos del área mayor de Santa Bárbara, mencionan en la fauna asociada, foraminíferos como Rotalia becariivar. sabrina Haplophragmoides sp. y Eggerella? sp., espículas de esponjas, ostrácodos (Cyterella sp,), moluscos (Laeridentalium sp) y poliquetos (Spirorbis sp.). Edad: La base de la Formación La Pica corresponde a la zona de Globorotalia menardii (SULEK, op cit.) del Mioceno tardío. La edad de la parte superior de la formación, no ha sido definida. Correlación: Hacia el sur de la cuenca oriental la formación equivale al tercio superior de la Formación Freites (SULEK, op. cit), al norte desaparece por acuñamiento. En esta zona, la Formación Morichito de ambiente no marino, se considera equivalente a La Pica (LAMB y DE SISTO, 1963). Al este, la Formación La Pica pasa lateralmente a las formaciones Lengua, Cruse y Forest, de Trinidad y al oeste, se correlaciona con la Formación Las Piedras. Importancia económica: La Formación La Pica, especialmente las arenas de la zona de Textularia, son proliferas productoras de petróleo mediano y liviano en las áreas mayores de Santa Bárbara y Jusepín. En el campo Pedernales la formación produce petróleo pesado del Miembro Pedernales. También ha producido en el campo Posa, al NNE de Pedernales, en el golfo de Paria. INVÁLIDO LA PLANCHADA, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928, 1946) se refirió a las "areniscas de La Planchada" y a la "arena petrolífera de La Planchada" en la parte suroeste del distrito Buchivacoa del estado Falcón, para designar sedimentos incluidos hoy en la Formación Agua Clara. 567 Véase: AGUA CLARA, FORMACIÓN. VÁLIDO LA PLAYITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. Referencias: En la región de Chuspa, Distrito Federal, afloran sedimentos piemontinos y dos pequeños cuerpos de sedimentos litorales fosilíferos reseñados como "Capas de La Sabana". BOLLI y KRAUSE (1964), y BERMÚDEZ (1966), citaron un conjunto de foraminíferos planctónicos, correspondientes a sedimentos de facies litoral. TARACHE (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980), separó los sedimentos fosilíferos y de facies litoral, los que quedaron como Formación La Sabana, de edad Mioceno tardío-Plioceno y los sedimentos de ambientes piemontinos con el nombre de Formación La Playita, y de edad Pleistoceno. Localidad tipo: TARACHE (op. cit.), no establece sección tipo única, porque la unidad está constituida por secuencias litológicas de extrema variedad y la subdivide en dos facies. La primera facies, predominantemente de flujos torrenciales, se observa muy bien y se puede considerar como sección tipo, la del frontón del Fraile. La localidad tipo de la segunda facies, predominantemente de flujos de barro con intercalaciones de flujos torrenciales, se puede considerar en los cortes de carretera a 2 km de Caruao. Extensión geográfica: La unidad se restringe a la zona litoral del Distrito Federal, desde punta El Burro hasta las inmediaciones de Boca de Aricagua, pasando por punta Urama, hasta el frontón del Fraile, siendo interrumpida por los aluviones de los ríos La Sabana, Caruao y Chuspa. Descripción litológica: La primera facies está constituida por conglomerados polimícticos y areniscas, grauvacas y arcosas de granulometría variable. Los conglomerados polimícticos son de tipo torrencial, con granulometría variable desde cantos rodados, hasta tamaño de arena, mal escogidos, angulares a subredondeados, compuestos de fragmentos de rocas metamórficas y cuarzo con matriz arenáceas; dentro de las capas de conglomerados, es común observar lentes de areniscas grauváquica de grano fino. Las grauvacas conglomeráticas son friables, mal escogidas, de color gris oscuro, que meteorizan en verde azulado, con granos angulares a subangulares, de esquistos y gneises, cuarzo, micas y feldespatos. Las arcosas son de grano fino, friables, mal escogidas, de angularidad variable, entre angular y subangular, con fragmentos de rocas, cuarzo, mica y feldespato. La segunda facies, se caracteriza por presentar intercalaciones de limolitas, fanglomerados, conglomerados, lutitas y grauvacas. Las limolitas son de colores gris oscuro, friables, con espesores de capas entre 0,8 y 4 m; hacia la base son arcillosas, mientras que hacia el tope se observan esporádicos guijarros finos. 568 Los fanglomerados, por lo general, se presentan en forma de lentes con espesores variables de 0,5 a 2 m, mal escogidos, de granulometría variable entre arcilla y tamaño de guijas, fiables y meteorización a color pardo claro; los granos angulares a redondeados son de rocas metamórficas, mica, cuarzo y feldespato. Las lutitas son limosas, de color gris oscuro que meteorizan en gris claro-ocre, de consistencia poco consolidada, con laminación paralela y espesores variables, de 0,3 a 3 m. Los conglomerados de guijarros son mal escogidos de grano subangular a redondeado de rocas metamórficas y cuarzo, con matriz arenácea. Las grauvacas son de grano medio y color gris que meteorizan en ocre, con granos angulares y subangulares, mal escogidos de esquistos, gneises y micas, en feldespatos y cuarzo. La Formación La Playita es característica de un ambiente de sedimentación piemontino, con facies de abanico aluvial, en el cual se han identificado flujos torrenciales y flujos o coladas de barro, así como otras características sedimentarias propias de los abanicos aluviales. Estas características coinciden con la de los sedimentos acumulados a consecuencia de las variaciones climáticas del Plioceno tardío y Pleistoceno en la cordillera de La Costa y Los Andes. Espesor: El espesor medido por TARACHE (op. cit.) en la quebrada Capino es de unos 1185 m y en la sección de punta de Playa Grande, entre Caruao y Chuspa, es de unos 1480 m. Relaciones de campo: La Formación La Playita está cubierta por suelos y aluviones recientes, el contacto inferior se desconoce. Fósiles: No se han encontrado fósiles en la Formación La Playita. Edad: De acuerdo a URBANI (op. cit.), la formación es del Pleistoceno. Correlación: Se correlaciona con sedimentos similares depositados a lo largo de la cordillera de La Costa (glaciales e interglaciales), durante el Plioceno tardío y el Pleistoceno, La correlación más cercana y estrecha es con la Formación Las Pailas del Grupo Cabo Blanco. INVÁLIDO LA PROVIDENCIA, MIEMBRO DE CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. PAYNE (1951) incluye el Miembro de Caliza de La Providencia dentro de su Formación Tucupido, del Plioceno, sin suministrar detalles adicionales. Véase: TUCUPIDO, FORMACIÓN. 569 INVÁLIDO LA PUERTA, CAPAS DE, SERIE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos términos fueron publicados por LIDDLE (1928) y HODSON (1926) para designar sedimentos incluidos hoy en el Grupo La Puerta. Véase: LA PUERTA, GRUPO. INVÁLIDO LA PUERTA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estado Zulia. GARNER (1926) introdujo el término La Puerta para designar afloramientos cerca del pueblo del mismo nombre en Falcón occidental. GONZÁLEZ DE JUANA (1938-a) describió en esa región al Grupo La Puerta, equivalente a las formaciones Caujarao, Socorro y La Vela. SUTTON (1946) señaló que en los campos petrolíferos del distrito Bolívar, estado Zulia sólo se presenta la parte superior de este grupo expuesto en Falcón y la denominó Formación La Puerta. El término fue empleado en ese sentido por YOUNG (1960), quien subdividió a la formación en tres miembros en la región de Ceuta. Véase: LA PUERTA, GRUPO. VÁLIDO LA PUERTA, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio - Plioceno) Estado Falcón. La referencia original del nombre se debe a GARNER (1926), señalando la localidad tipo de esta unidad cerca del pueblo de La Puerta, en Falcón occidental. HODSON (1926), se refirió a la Serie La Puerta y describió su litología y precisó la localidad tipo en el sinclinal de La Puerta al sureste de Dabajuro, estado Falcón. LIDDLE (1928) llamó la unidad Capas de La Puerta y Formación La Puerta, señaló su espesor, y la asignó al Mioceno tardío, HALSE (1937) describió la Serie La Puerta, que subdividió en una sección superior y una sección inferior, separadas por una posible discordancia. GONZÁLEZ DE JUANA (1938) elevó la unidad a rango de grupo y señaló la discordancia La Danta, que divide a la unidad en La Puerta Inferior (equivalente a las formaciones Socorro y Caujarao) y La Puerta Superior (equivalente a la Formación La Vela/Codore). SUTTON (1946) empleó el término 570 Formación La Puerta, en los campos costaneros del distrito Bolívar, estado Zulia, para designar la sección presente en la región, que corresponde únicamente a la parte superior del Grupo La Puerta de Falcón. YOUNG (1960) empleó este nombre en el mismo sentido, y subdividió a la unidad en tres miembros en la región de Ceuta. MOLINA y PITTELLI (1938) estudiaron la región noroccidental de Falcón, en lo referente a la litoestratigrafía y bioestratigrafía. Designaron los nombres formacionales Quisiro (equivalente a la Formación Socorro), Bariro (equivalente a la Formación Urumaco) y Tiguaje (equivalente a la Formación Codore). MOLINA y PITTELLI (1988) emplearon el término Grupo La Puerta para el estado Falcón occidental exclusivamente, y elevaron a rango de formación, las unidades propuestas por HALSE (1937) y GONZÁLEZ DE JUANA (1938). Se designó una sección tipo para la formación Quisiro, situada en el pozo QMC-1X, a 35 km al oeste de Dabajuro (Hoja Nº 5948, escala 1:100.000 Cartografía Nacional) y otra sección tipo para las formaciones Bariro y Tiguaje, ubicada a lo largo de la carretera que une el poblado de Bariro con la entrada del campo Tiguaje, 20 km al, suroeste del poblado de Dabajuro; (Hoja N° 6048, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El intervalo inferior (designado Formación Quisiro), reconocido únicamente en el subsuelo de la región, constituido por una secuencia alternante de lutitas carbonosas; limolitas; areniscas de grano fino y numerosas capas de carbón, asociadas a capas delgadas de calizas arenosas; seguido por un intervalo intermedio (designado Formación Bariro), constituido por una alternancia de areniscas, limolitas ferruginosas y en menor proporción lutitas muy limosas, y un intervalo superior (designado Formación Tiguaje), compuesto fundamentalmente por arcilitas generalmente masivas, con intercalaciones de areniscas friables de grano medio a fino. Las formaciones del Grupo La Puerta, representan una secuencia regresiva desde planos deltaicos bajos, con desarrollos de zonas pantanosas y marismas, para la Formación Quisiro; hasta un ambiente francamente fluvial, con secuencias de canales de meandros, canales entrelazados y llanuras fluviales, para las formaciones Bariro y Tiguaje. Toda la secuencia del Grupo La Puerta, pasa gradualmente a ambientes próximo costeros y costeros hacia el noreste, en las cercanías de la falla de Capatárida. HALSE (op. cit.) le atribuyó a la unidad, un espesor mínimo de unos 1400 m; más al este, GONZÁLEZ DE JUANA (1938), señaló unos 1200 m de espesor. MOLINA y PITTELLI (1988), determinaron para la Formación Quisiro, un espesor máximo de 558 m en el bloque de Dabajuro, y un espesor mínimo de 243 m, hacia El Mene de Mauroa; para la Formación Bariro, un espesor máximo de 820 m en el bloque de Dabajuro, y un espesor mínimo de 89 m al sur de la falla de Oca; y finalmente, para la Formación Tiguaje, un espesor promedio de 452 m en el bloque de Dabajuro, y de 698 m al sur de la falla de Oca. MOLINA y PITTELLI (1988) restringen la extensión del Grupo La Puerta, entre la falla de Capatárida y poblado de Dabajuro, hasta el campo El Mene de Mauroa. MOLINA y PITTELLI (op. cit.) establecen la base del Grupo La Puerta, en la base de una arenisca de grano grueso a conglomerática, que descansa discordantemente sobre las lutitas oscuras bien consolidadas del Eoceno. Al oeste y sur de El Mene de Mauroa, suprayace discordantemente sobre las formaciones Cerro Pelado o Agua Clara. El tope del grupo infrayace discordantemente a las terrazas cuaternarias, o está siendo erosionado. Los autores no observaron ninguna evidencia que indique la existencia de una discordancia, entre las formaciones del Grupo La Puerta. HALSE (1937), menciona restos de Gyronodon qessus en la parte media del intervalo. LORENTE, (1986) indica para el Grupo La Puerta, los palinomorfos 571 Retriticolporites guianensis, Monoporites ennulatus, Yerrucatosporites usmensis, Laevigatosporites vulgaris, Multimarginites vanderhammeni, Crassoretitriletes vanraadshoveni, Magnastriatites grandiosus, entre otros. En MOLINA y PITTELLI (op. cit.) se incluye una descripción detallada de la microfauna de foraminíferos y de palinomorfos. Por la presencia de Gyronodon qessus en la parte media del intervalo, HALSE (1937) le asignó la edad de Plioceno; sin embargo, ROMER (1945), señala que este género se restringe al Mioceno de América del Sur. Según dataciones palinológicas, MULLER et al., (1985) en MOLINA y PITTELLI (1988), se establece una edad que abarca desde la parte tardía del Mioceno medio en la base del grupo, hasta el Plioceno en el tope del mismo. LORENTE (1986) establece para el Grupo La Puerta, la edad de Mioceno medio a Pleistoceno, con duda, siendo el Pleistoceno, observado exclusivamente en los pozos Tig 1-59X y AMM-1X de Falcón occidental. El Grupo La Puerta, según MOLINA y PITTELLI (op. cit.), pasa lateralmente y en forma gradual a las formaciones Socorro, Urumaco y Codore, en las cercanías de la falla de Capatárida, la cual controló tectónicamente la sedimentación de estas formaciones. Las areniscas conglomeráticas basales de la Formación Quisiro, son productoras de petróleo liviano, y constituyen el principal yacimiento en el Campo Tiguaje; en los campos Media, Hombre Pintado y El Mene de Mauroa; las areniscas de la Formación Bariro también constituyen yacimientos de petróleo liviano. Véanse: QUISIRO, FORMACIÓN; BARIRO, FORMACIÓN y TIGUAJE, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA PUYA, FORMACIÓN, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Trujillo. RENZ (1959) propuso el nombre de Formación La Puya para designar calizas conchíferas, infrayacentes a las formaciones La Luna y Capacho, en Los Andes; el mismo autor señaló su estrecha semejanza con la Formación Maraca. En general se considera que las dos unidades son sinónimas, y el nombre Maraca es válido por su prioridad de publicación (ROD y MAYNC, 1954). SALVADOR (1961-b) reseñó el caso; no obstante RENZ (1968) conservó el nombre bajo la forma de Miembro La Puya de la Formación Peñas Altas. Véase: MARACA, FORMACIÓN. VÁLIDO LA QUINTA, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico) Estado Táchira. 572 Referencias: La primera descripción de capas rojas en Los Andes venezolanos, fue hecha por SIEVERS (1888). El nombre de Formación La Quinta, y la primera descripción formal de la unidad, fueron publicados por KUNDIG (1938). RIVERO (en LEV, 1956) describe con detalle la historia de la nomenclatura. Posteriormente, la localidad tipo fue descrita en detalle por SCHUBERT et al. (1979), y actualizada por SCHUBERT (1986). Localidad tipo: Carretera Seboruco-La Grita, al sur del caserío La Quinta, estado Táchira (Hoja Nº 5740, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación La Quinta aflora extensamente en la parte suroeste de Los Andes de Mérida (estados Táchira, Mérida y Barinas), en áreas aisladas en la parte noreste (estado Trujillo), y en el flanco de la sierra de Perijá. Asimismo, ha sido identificada en perforaciones petroleras, en la parte occidental de la cuenca del lago de Maracaibo PUMPIN, (en SCHUBERT, 1986). AGUASUELOS (en KISER, 1997) reportan afloramientos de La Quinta cerca de Curarigua, en la quebrada Hato Arriba y en las cabeceras de la quebrada San Pedro, estado Lara. A lo largo de la frontera colombovenezolana, en el subsuelo de la cuenca de Los Llanos, se ha penetrado secciones de La Quinta en los pozos Arauquita-1 y Mata Negra-5 (Colombia), y los pozos Guafita-1X, -2X, -5X y -6X (Venezuela). Descripción litológica: En la sección tipo, la Formación La Quinta consta de tres intervalos: uno inferior, compuesto por una capa de toba vítrea de color violáceo, de aproximadamente 150 m de espesor; uno medio, consistente de una secuencia interestratificada de toba, arenisca gruesa y conglomerática, limolita y algunas capas delgadas de caliza, de color verde, blanquecino, gris o violáceo y un intervalo superior, formado por limolita y arenisca, intercaladas con algún material tobáceo, de color rojo ladrillo y marrón chocolate, (SCHUBERT et al., 1979). Según ARNOLD (en SCHUBERT et al., 1979), la cantidad de rocas piroclásticas en la Formación La Quinta, decrece de suroeste a noreste en los andes de Mérida; en el estado Trujillo, TREMARIA (en SCHUBERT, 1986) describió una secuencia puramente clástica, y en el estado Táchira, al sur de la sección tipo, TARACHE (en SCHUBERT, 1986), tampoco halló rocas piroclásticas en la Formación La Quinta. En la sierra de Perijá, MAZE (1984) describió la Formación La Quinta en la quebrada La Ge, donde se divide en tres intervalos: uno inferior, consistente de arcosa marrón a roja oscura, fina a mediana, con pocas intercalaciones volcánicas, y la cual contiene fragmentos vegetales y de carbón; una zona de transición la cual se compone de capas de basalto-andesita , conglomerado tobáceo, y arcosa verde, mediana a gruesa, con intercalaciones de arcosa marrón a rojo oscuro, y lutita roja a negra (rara vez verde) fosilíferas; y un intervalo superior, con rocas de grano más grueso (localmente conglomerado de cantos), consistente principalmente de arcosa roja oscura a marrón oscura, de grano grueso, y capas finas de ceniza félsica roja a rosada. El contenido de rocas volcánicas decrece de norte (donde predominan en la formación) a sur (hasta menos de la tercera parte del total). Con base en las estructuras sedimentarias, litología y distribución de las rocas piroclásticas, se puede postular que la secuencia de limolitas de la formación La Quinta, se originó en una planicie aluvial. En los intervalos inferior y medio, la presencia de toba y 573 conglomerado, indica levantamiento tectónico, un aumento en el gradiente, y una deposición de sedimentos mixtos (gruesos y finos), bajo un clima árido o semiárido. El cambio de color entre el intervalo medio (verde, gris, violeta) y el superior (marrón chocolate), se debe a la abundancia de toba en el primero. Cuando cesó la actividad volcánica, se depositó la secuencia de capas rojas superiores. En la región de Mérida, ODREMAN y GHOSH (1980) concluyeron que la secuencia no-roja de la Formación La Quinta, se puede interpretar como un evento de progradación sedimentaria, con depósitos de laguna dulce en su parte inferior. Según este modelo, las capas rojas representan una facies marginal dentro de la cuenca. Espesor: El espesor de la Formación La Quinta es muy variable. En el estado Táchira se han medido los siguientes espesores (SCHUBERT, 1986): 1610 m (sección tipo), 1270 m (San Juan de Colón), 3400 m (Angaraveca-El Zumbador), 1390 m (La Pulida), 1485 m (San Buenas) y 2400 m (Pregonero). En el piedemonte de Barinas, SCHUBERT (1968) midió un espesor de 311 m. En la sierra de Perijá, MAZE (1984) midió 1700 m (quebrada La Ge). AGUASUELOS (en, KISER 1997) reportan entre 1000 y 2000 m en el estado Lara. La sección penetrada en el pozo colombiano Arauquita-1 mide 363 m, sin haber llegado a su base. Relaciones de campo: En la sección tipo, la Formación La Quinta cubre discordantemente a filitas de la Formación Mucuchachí (Paleozoico tardío) y el contacto con la Formación Río Negro (Cretácico temprano), es una discordancia paralela o es transicional (SCHUBERT et al., 1979). Con frecuencia, se encuentra en contacto de falla con unidades paleozoicas y mesozoicas. En la sierra de Perijá, el contacto inferior de la Formación La Quinta es transicional con la Formación Macoíta (Jurásico) y el superior es discordante con el Conglomerado de Seco (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Fósiles: KUNDIG (1938) mencionó la presencia de coprolitos de peces con escamas, placas, dientes y huesos palatinos, pertenecientes al género ganóideo Lepidotus. En la sección tipo, se han hallado Concostráceos (estéridos), ostrácodos, restos de dientes de peces, palinomorfos y restos de plantas (SCHUBERT et al., 1979) Entre los palinomorfos, se han identificado Circulina meyeriana KLAUS. Classopolis papillatus y Caytopollenites pallidus (DI GIACOMO, en SCHUBERT et al., 1979) en la sección tipo. Entre los restos de plantas, se han identificado los siguientes géneros: Dictyophyllum sp., Nilssonia sp., Ptilophyllum sp. y Zamites sp., en la sección tipo (BENEDETTO y ODREMÁN, 1977; REMY, en SCHUBERT et al., 1979); en la región del Estado Trujillo, BENEDETTO y ODREMAN (1977), además de estos géneros, hallaron Otozamites sp. En la sierra de Perijá, BENEDETTO y ODREMAN (1977) hallaron los géneros Ptilophyllum-Otozamites, Dyctyozamites sp. y Williamsonnella sp. en la Formación Tinacoa; TASCH (en MAZE, 1984) identificó los concostráceos Cyzicus (Lioestheria) colombianus BOCK y Cyzicus (Euestheria) sp. en la parte inferior de la Formación La Quinta. Edad: De acuerdo con el contenido fosilífero y a determinación de edades isotópicas en rocas volcánicas asociadas la Formación La Quinta se considera de edad Jurásico. 574 Correlación: En el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1970), se correlaciona la Formación La Quinta con el Grupo Cojoro de la península de La Guajira, y con el Grupo Girón de Colombia. BENEDETTO y ODREMAN (1977) correlacionan la sección tipo, con las Formaciones Macoita, La Quinta y Conglomerado de Seco, en el flanco oriental de la sierra de Perijá, y con la Formación La Quinta en la región de Manaure (flanco occidental de la Sierra, Colombia). También la correlacionan con la Formación Montebel, el Grupo Girón y la Formación Tambor (región de Arcabuco), y la Formación Bocas, Grupo Girón y Conglomerado Rojo (río Lebrija), todas en la cordillera Oriental de Colombia. Importancia económica: JEFFERSON (1970) informa sobre ocurrencias de mineralizaciones de cobre (azurita. malaquita, cuprita, crisocola y posiblemente, antlerita) en la zona de Seboruco, estado Táchira, asociadas con la Formación La Quinta. Asimismo, VITERI (1978) publica un informe sobre la ocurrencia y génesis de cobre nativo, asociado a rocas volcánicas básicas, intercaladas en la Formación La Quinta en la sierra de Perijá. Además, menciona la presencia de mineralizaciones de cobre en menor cantidad, tales como calcopirita, digenita, covelina, cuprita, temoíta, crisocola, malaquita y azurita. Finalmente, TARACHE (en SCHUBERT, 1986) menciona la posible existencia de anomalías uraníferas en las secciones de la Formación La Quinta, de La Pulida y San Buenas. Contiene mineralizaciones de cobre en algunas áreas. INVÁLIDO LA QUINTA, "SERIE" MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Táchira. KÜNDIG (1938-a, b) empleó este término para designar los sedimentos predominantemente rojos, no marinos, del Mesozoico inferior, extensamente distribuidos en Los Andes venezolanos. Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN. INFORMAL LA RAYA, GNEIS GRANÍTICO DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Barinas. El nombre de Gneis Granítico de La Raya fue propuesto por SCHUBERT (1968), para designar a una de las tres unidades de aplicación local en las que se dividió al Grupo Iglesias, en la región de Barinitas-Santo Domingo. Previamente, OPPENHEIM (1937) mencionó la presencia de gneis granítico en el valle del río Santo Domingo. La localidad tipo se encuentra en la carretera Barinitas-Santo Domingo, en las inmediaciones de los caseríos de El Alambique y La Raya, (Hoja Nº 6042, 1:100.000, Cartografía Nacional). 575 Con base en reconocimientos de campo y análisis en fotografías aéreas, el Gneis Granítico de La Raya se extiende en una franja orientada en dirección noreste, de 1,5 a 6 km de anchura, entre el río Pagüey (FIERRO, 1977) y la quebrada Azul, al este del pico Guirigay (páramo de Calderas). Junto con el Gneis Bandeado de La Mitisus (Grupo Iglesias), forma el núcleo del macizo montañoso del pico Guirigay, el cual separa el piedemonte barinés de la sierra de Santo Domingo. Consiste de gneis blanco, gris o gris verdoso, de grano fino a grueso, compuesto por cuarzo, microclino, plagioclasa, muscovita y biotita, con epidoto, esfena, circón y óxido de hierro como accesorios. Se reconoce una foliación débil y borrosa. Dentro del gneis se presentan masas tabulares de anfibolita verde oscura (0,25-2 m. de espesor), paralelas a la foliación, granulita piroxénica blanca y diques de andesita porfídica gris verdosa y otras rocas ígneas de grano fino, blanco-verdoso, con cuarzo, feldespato, epidoto y apatita. El espesor no es determinable, debido a que aflora como una unidad principalmente masiva. Los contactos entre el Gneis Granítico de La Raya y las otras unidades del Grupo Iglesias (Precámbrico) en esta región (Gneis Bandeado de La Mitisus y Esquistos y Cuarcitas de El Alambique), parecen ser estructuralmente concordantes. El contacto con la Formación Cerro Azul (Paleozoico temprano?) es de falla. Con base en las relaciones estratigráficas, se asignó una edad Precámbrico superior a esta unidad. RAMÍREZ et al. (1972) describieron afloramientos de gneis granítico dentro del Grupo Iglesias, en la región al sur del río Burate (estado Trujillo), el cual correlacionaron con el Gneis Granítico de La Raya. SCHUBERT (1968) considera que el Gneis Granítico de La Raya, se debe al metamorfismo regional de una intrusión granítica, en los sedimentos que forman El Gneis Bandeado de La Mitisus y los Esquistos y Cuarcitas de El Alambique. El grado de metamorfismo alcanzado, es el de la facies de la anfibolita almandínica alta (cerca de la transición la facies de la granulita). INVÁLIDO LA RINCONADA, GRUPO MESOZOICO (Jurásico) Estado Nueva Esparta. HESS y MAXWELL (1949) describieron rocas de este intervalo, designándolo como División de las Rocas Verdes del Grupo Juan Griego, El mismo intervalo, ha sido posteriormente denominado Anfibolita de Paraguachí (TAYLOR, 1960), Grupo de los Esquistos Verdes (JAM y MÉNDEZ, 1962 y GONZÁLEZ DE JUANA, 1968) y Grupo La Rinconada (MARESCH, 1973). Modernamente, se ha establecido que la sección corresponde a un complejo ofiolítico metamorfizado, el cual se describe con el nombre de Paraguachí, término prioritario por antigüedad. Véase: PARAGUACHÍ, COMPLEJO META-OFIOLÍTICO. 576 INFORMAL LA ROSA, ARENA DE (Formación La Rosa) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Término informal introducido por la Caribbean Petroleum Company, 1948, para designar una arena petrolífera en la parte superior de la Formación La Rosa. Véase: LA ROSA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA ROSA, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este término, versión errónea de "Santa Rosa", fue introducido por GARNER (1926), pero ha caído en desuso por su sinonimia innecesaria con la Formación Misoa del mismo autor (SUTTON, 1946). Véase: MISOA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA ROSA, CAPAS DE CARBÓN DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. Este término fue empleado por GARNER (1926) para designar capas expuestas a lo largo del caño Santa Rosa, tributario del río Guasare, estado Zulia, Por costumbre establecida, el nombre de Formación La Rosa (LIDDLE, 1928) se empleó para designar las lutitas del Mioceno en los campos petrolíferos del lago de Maracaibo, aun cuando el término de GARNER tenía prioridad nominal. SUTTON (1946) introdujo el nombre de Formación Marcelina para substituir el de "capas de carbón de La Rosa", e indicó que el nombre de GARNER era versión errónea por "Santa Rosa". Véase: MARCELINA, FORMACIÓN. VÁLIDO LA ROSA, FORMACIÓN 577 CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Zulia. Referencias: LIDDLE (1928) publicó la primera descripción de la Formación La Rosa, tomando el nombre de la Serie La Rosa, de BURNET et al., (1927, informe particular). HEDBERG y SASS (1937), usaron el término Formación La Rosa, para reemplazar el de Serie La Rosa Inferior; el cual todavía fue usado por HASS y HUBMAN (1937). MANGER (1938) describió la formación, subdividiéndola en las unidades Santa Bárbara Inferior, Santa Bárbara Superior, Arcilita Marina Verde y Arena La Rosa, con base a minerales detríticos, litología y paleontología. SUTTON (1946) estableció la subdivisión de La Rosa, en la Arena Santa Bárbara, Miembro Marino, Arena Intermedia y Arena La Rosa. DUSENBURY (en LEV, 1956), hizo un resumen de la literatura publicada, hasta la fecha, sobre la unidad. JAM (1977) describió la formación en los campos Tía Juana, Punta Benítez y La Rosa; D'ANDREA y SORIA (1985), lo hacen para el Campo Cabimas. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1987) resumieron la información existente para la fecha. Localidad tipo: Campo petrolífero de La Rosa, al sur de Cabimas, costa oriental del lago de Maracaibo, distrito Bolívar el estado Zulia, (Hoja Nº 5947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). No se han designado pozos específicos para la sección tipo. Extensión geográfica: La formación abarca la parte oriental y central del lago de Maracaibo, extendiéndose hacia el este, hasta el área de Quiroz, donde aflora. Descripción litológica: El Miembro Santa Bárbara: areniscas arcillosas poco consolidadas, grises a marrones, que localmente pueden alcanzar espesores bastante grandes, lutitas gris verdoso interlaminadas con areniscas. En el área de Cabimas, las lutitas forman un intervalo de hasta 28 m entre cuerpos de arenisca. También se encuentran lignitos y nódulos de siderita. SUTTON (op. cit.) menciona capas delgadas de caliza dura en la parte sur del campo costanero de Bolívar. La Lutita La Rosa: Lutitas gris verdoso a verde claro, fósiles, con laminaciones. Intercalaciones de areniscas delgadas fosilíferas. Arena Intermedia: Arenas arcillosas en capas delgadas con lutitas verdosas fosilíferas y arcilitas arenosas. Arena La Rosa: Areniscas friables, macizas de grano fino, gris a marrón y llantas gris verdoso con moluscos y foraminíferos. El Miembro Santa Bárbara representa la primera etapa de la invasión marina, sobre la superficie erosionada del Eoceno y/o de la Formación Icotea. Los sedimentos, y la escasa fauna de moluscos, son indicativos de aguas poco profundas. La Lutita de La Rosa, suprayacente, corresponde a la máxima extensión de la transgresión de un mar poco profundo, que cubrió la mayor parte de la cuenca de Maracaibo. La Arena Intermedia y la Arena La Rosa, representan el proceso regresivo siguiente, y se caracterizan por depósitos de barras de desembocadura y barras de playa. Hacia el tope, los depósitos presentan mayor influencia deltaica, haciéndose similares a los del Miembro Lagunillas inferior, de la Formación Lagunillas suprayacente. Espesor: La formación tiene un espesor variable relacionado con su sedimentación sobre la discordancia eocena. En la localidad tipo, el espesor varía de 180 a 250 m disminuyendo hacia el sur y el norte. Hacia el noreste del campo La Rosa, alcanza 1006 m en la estructura de Quiroz (SUTTON, op. cit.). 578 Relaciones de campo: La Formación La Rosa yace con fuerte discordancia angular sobre la Formación Misoa, del Eoceno, o sobre la Formación Icotea, en las áreas donde ésta se depositó, en cuyo caso el contacto es concordante. Hacia arriba, la formación pasa transicionalmente a la Formación Lagunillas. Hacia el oeste del lago de Maracaibo, la formación pasa lateralmente a la Formación Macoa (YOUNG, 1956); hacia el noreste del lago, La Rosa pasa a la Formación Agua Clara, de la cuenca de Falcón. Fósiles: La Formación La Rosa contiene una prolífica fauna de moluscos y foraminíferos, que permitieron a HOFFMEISTER (1938) subdividir la formación en las zonas de Cadulus y Microdrillia. La zona de Cadulus corresponde al Miembro Santa Bárbara, y su fósil tipo es Cadulus (Gladiliopsis) dentalinus Guppy. La zona de Microdrillia, cuyo fósil tipo es Microdrillia trina. MANSFIELD, abarca el resto de la formación y con base a su microfauna, ha sido subdividida, en las subzonas de Bolivina sp. y Cibiades sp. La subzona de Bolivina sp., corresponde al Miembro Lutitas de La Rosa, mientras que la de Cibicides sp., abarca la Arena Intermedia y La Arena La Rosa. Edad: Mioceno temprano. Importancia económica: Tanto el Miembro Santa Bárbara como la Arena Intermedia y la Arena La Rosa, contienen importantes yacimientos petrolíferos en el campo costanero de Bolívar, especialmente en las áreas de Tía Juana, Punta Benítez y La Rosa. Sinonimias: El término Capas de Carbón de La Rosa, empleado por GARNER (1926) para designar capas en el caño Santa Rosa, sierra de Perijá, cayó en desuso y fue reemplazado por SUTTON (1946) por el de Formación Marcelina. La Serie La Rosa se usó entre 1927 y 1937, para designar lo que hoy se conoce como formaciones La Rosa y Lagunillas. INVÁLIDO LA SABANA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Distrito Federal. BERMÚDEZ (1966) introdujo el nombre informal de "Capas de La Sabana" para describir la secuencia sedimentaría, de edad Mioceno tardío-Plioceno, discordante sobre las rocas metamórficas de la cordillera de la Costa entre La Sabana y Chirimena, en la costa del mar Caribe, Distrito Federal. Estos sedimentos habían sido descritos por FEO CODECIDO (1962) y BOLLI y KRAUSE (1964). TARACHE (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980), separa con rango de formación a las Capas de La Sabana de los sedimentos de facies piemontina circundantes en el área de La Sabana-Chirimena. Véase: LA SABANA, FORMACIÓN. 579 VÁLIDO LA SABANA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Distrito Federal. Referencias: La presencia de sedimentos cenozoicos suprayacentes a las rocas metamórficas de la cordillera de La Costa entre La Sabana y Chirimena, Distrito Federal, se había señalado en mapas geológicos de Venezuela (1950, 1955, 1959), sin descripción textual. FEO CODECIDO (1962) mencionó conglomerados, areniscas y arcillas margosas, posiblemente mio-pliocenas, conocidos en informes inéditos como "Formación El Banquito", expuestos en el flanco norte de la cordillera de La Costa desde cerca de La Sabana hasta Chirimena, discordantes sobre la Formación Las Mercedes. BOLLI y KRAUSE (1964) describieron los sedimentos brevemente e incluyeron listas de microfósiles, que compararon con los de la Formación Aramina en la parte separada después por BERMÚDEZ (1966) con el nombre de Formación Carenero. BERMÚDEZ (1966) introdujo el nombre informal de "Capas de La Sabana" que correlacionó con su Formación Carenero. TARACHE (en GONZÁLEZ DE JUANA, 1980) separó, con rango de formación, las capas de La Sabana de los sedimentos de facies piemontina circundantes en el área de la Sabana-Chirimena. Localidad tipo: Acantilados del pueblo de La Sabana, entre Los Caracas y Chuspa, departamento Libertador, Distrito Federal. Extensión geográfica: Se extiende a lo largo de la costa desde el oeste de La Sabana hasta Chirimena. Descripción litológica: La unidad se caracteriza por la intercalación de paquetes lutíticos con paquetes arenoso-conglomeráticos. Las lutitas son calcáreas y microfosilíferas o limoarenosas con ocasionales intercalaciones de arenisca muy fina con estructura flaser. Las areniscas varían de grano fino a conglomeráticas con guijarros de cuarzo y rocas metamórficas; los tipos conglomeráticos presentan imbricación. GOZÁLEA DE JUANA et al. (1980). TARACHE (op. cit.) sugiere una facies costera con llanuras de marea e inundación fluvial. Espesor: TARACHE (op. cit.) estima un espesor aproximado de 161 m. Relaciones de campo: Se desconoce la base de la Formación La Sabana; su tope es concordante con aluviones recientes y está en contacto de falla con los sedimentos de facies piemontina del Pleistoceno. Fósiles: Contiene foraminíferos planctónicos (Globigerina nepenthes, Globoquadrina altispira, Globorotalia cf. acostaensis, G. menardi y otras), bentónicos y radiolarios (BOLLI y KRAUSE, 1964: BERMÚDEZ, 1966 y TARACHE, 1975). 580 Edad: Con base al conjunto de foraminíferos planctónicos se le asigna una edad Mioceno tardío-Plioceno. Correlación: Es correlativa de la Formación Carenero y posiblemente de la Formación Las Pailas del Grupo Cabo Blanco. INFORMAL LA SALINA, ARENA DE (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término informal se ha empleado por la CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948) para designar una arena petrolífera en la parte basal de la Formación Lagunillas. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. VALIDO LA SEGOVIERA, RIOLITA LATÍTICA DE (Asociación latita Cuarcífera) MESOZOICO (Jurásico inferior) Estado Cojedes. El nombre original de Riolita Latítica de La Segoviera fue introducido por MARTÍN. (1961), para designar la subunidad superior, con rango de miembro, de la Asociación Latítica Cuarcífera que forma parte del Grupo Volcánico de Guacamayas, Macizo de El Baúl, estado Cojedes. Consiste de rocas densas de color negro verdoso, pardo rojizo a verde grisáceo, y que representan flujos de lava predominantemente porfídicas, pasando a lavas densas y vacuolares hacia arriba, cubiertas por tobas espesas, negro rojizas, de matriz fluidal, con fractura subconcoidea. Mineralógicamente las lavas consisten de cuarzo en colores claros, ortoclasa-sanidina y biotita verdosa, como ferromagnesiano dominante. Las tobas muestran composición variable con grandes cristales de pertita, sanidina, plagioclasa tonada, epidoto, esqueletos de hornblenda barkeviquítica y clorita, y fragmentos de latita cuarcífera, cuarcita, filitas, riolita porfídica, incluidos en un fondo afanítico. La unidad aparentemente representa la etapa eruptiva final del evento volcánico de Guacamayas y suprayace en posición horizontal al Miembro El Oso. Véanse: LATITA VOLCÁNICO DE CUARCÍFERA, ASOCIACIÓN GUACAMAYAS, GRUPO VÁLIDO LA SIERRA, FORMACIÓN 581 CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío - Oligoceno temprano) Estado Zulia. Referencias: La referencia original de la Formación La Sierra corresponde a HEDBERG y SASS (1937). MILLER (1956), hizo un resumen de la información publicada, dando su interpretación personal en relación al desacuerdo entre los criterios de considerar la llamada Arenisca Frontal, de la sierra de Perijá, como una sola unidad o como dos formaciones discordantes: la Sierra inferior y la Arenisca Basal (El Fausto o Peroc) superior. Dicho autor apoyaba la primera alternativa, pero YOUNG (1958) y KEY (1960), se inclinaron por la segunda. Posteriormente, MILLER y SANJUAN (1963) reconocieron la existencia de la discordancia, y denominaron Formación La Sierra a la unidad inferior, dividiéndola en los miembros Los Tanques, Caña Brava y Rincón, en sentido ascendente. Para la unidad superior, introdujeron el término Formación Ceibote. SANJUAN (1964) describió en detalle la sedimentología de La Sierra y sus tres miembros mencionando los criterios para considerar a La Formación Ceibote, como una unidad separada. BRONDIJK (1967b) no aceptó dichos criterios, incluyendo a Ceibote como el miembro superior de La Sierra. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) no toman en cuenta esta observación, y se acogen a la nomenclatura de MILLER y SANJUAN (op. cit.). QUIJADA y CALDERA (1985) mencionan la formación en el campo Alpuf (distritos Perijá y Urdaneta), y se refieren a su relación con la Formación Misoa. Localidad tipo: HEDBERG y SASS (op. cit.) establecieron la localidad tipo en el camino a la villa del Río Negro, a 1 km al oeste del fundo Matera La Sierra, situado a unos 9 km al oeste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia (Hoja Nº 5646, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Según KEY (1960), parece ser que el nombre del fundo cambió posteriormente a Matera Medellín, lo cual no afecta el nombre de la formación. Extensión geográfica: La Formación La Sierra está restringida al sector de la sierra de Perijá entre los ríos Palmar, al norte y Tucuco al sur, prolongándose en el subsuelo, hacia el este; según QUIJADA y CALDERA (op. cit.), la formación desaparece por acuñamiento sobre la Formación Misoa, a lo largo de una línea norte-sur en la parte central del campo Alpuf. Descripción litológica: En la sección tipo, HEDBERG y SASS (op. cit.) describen someramente la litología, como areniscas pardas, masivas, en capas gruesas a medianas, con intercalaciones de lutitas y lutitas arenosas. MILLER y SANJUAN (op. cit.), describe la litología de los miembros de la formación, como sigue: -Miembro Los Tanques: predominio de areniscas gris, pardo grisáceo o pardo claro, masivas, en capas medianas a gruesas, de grano fino a grueso, escogimiento pobre, con estratificación cruzada; con frecuentes concreciones de siderita y arenisca en forma elipsoidal y discordial. Hacia la base, se encuentran capas de unos 50 cm de conglomerados, formados por cuarzo, ftanita, calizas y areniscas, en una matriz de arena gruesa con cemento silíceo y calcáreo. Miembro Caña Brava: Lutitas gris claro a pardo claro, con areniscas gris claro, de grano fino a medio, en capas delgadas con estratificación cruzada, escogimiento moderado a bueno, limolitas cuarzosas finamente laminadas, con rizaduras. También se encuentran lentes de caliza amarillenta a pardo claro, con restos de algas y estructuras de cono-en-cono 582 y capas de lignitos, que localmente pueden llegar hasta 2 m de espesor. -Miembro Rincón: predominio de areniscas de color claro a gris amarillento claro, de grano fino a grueso, escogimiento pobre y estratificación cruzada, además, lutitas gris oscuro a medio, arcillas moteadas y algunas capas delgadas de areniscas conglomeráticas. Tanto en este miembro como en el Caña Brava, se observan tubos y pistas de organismos. Espesor: En la localidad tipo, HEDBERG y SASS (op. cit.) indican unos 110 m de espesor, posiblemente incompleto por fallamiento. El espesor regional de la formación está en el orden de los 140 m, aumentando hacia el este. En el subsuelo de Alturita, llega a más de 210 m. El miembro basal Los Tanques, de 20 a 30 m de espesor, Caña Brava, de 30 a 40 m, y Rincón, probablemente más de 80. En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (op. cit.) indicaron un espesor máximo de 132 m. Relaciones de campo: La Formación La Sierra yace discordantemente sobre unidades progresivamente más antiguas, de norte a sur. Así, en la parte norte de su área de extensión, en el alto del Totumo, cubre rocas de la formación La Quinta o más antiguas; en el río Cogollo, yace sobre la formación Colón; en el río Negro, sobre Guasare-Marcelina y el río Tucuco, sobre Mirador, donde el contacto parece ser concordante. El contacto superior con la Formación Ceibote del Grupo El Fausto, es discordante, aunque al sur, ambas unidades pasan a ser concordantes antes de gradar lateralmente a la Formación Carbonera. Al este, en el área del campo Alpuf, la formación yace discordante sobre la Formación Misoa. Fósiles: El contenido de fósiles de la Formación La Sierra, es escaso y poco diagnóstico. KEY (1960), menciona foraminíferos arenáceos de aguas salobres. KUYL et al. (1955) estudiaron el contenido palinológico de la formación. Edad: Por correlación estratigráfica con la Formación Carbonera, se le asigna una edad de Eoceno tardío a Oligoceno temprano. Correlación: La Formación La Sierra correlaciona con la parte inferior de la Formación Carbonera y el tope de la Formación Mirador, al suroeste de la cuenca de Maracaibo. Al este del lago de Maracaibo, correlaciona con el Grupo Agua Negra y probablemente con la parte superior de la Formación Mene Grande. Paleoambiente: De acuerdo con, SANJUAN (op. cit.), el Miembro Los Tanques representa la sedimentación de una serie de playas transgresivas, sobre un pedimento de relieve suave. El Miembro Caña Brava se depositó en un conjunto de estuarios y lagunas costeras, desarrolladas en un ambiente de llanura de marea, que estaría separado de aguas más profundas al suroeste, por una serie de islas de barrera formadas en la región Alturitas - San José, en la parte central del distrito Perijá. Durante la sedimentación del Miembro Rincón, las islas de barrera se hicieron más estables, y las lagunas fueron rellenadas por sedimentos deltaicos y lagunales, de grano grueso. Posteriormente, la región fue cubierta por un conjunto de abanicos aluviales correspondientes a la Formación Ceibote. Sinonimias: El término Arenisca Frontal fue usado anteriormente, para referirse al conjunto de las formaciones La Sierra y Ceibote. 583 INFORMAL LA SOLEDAD, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. CAMPOS y OSUNA (1977) propusieron el término "Capas de La Soledad", para designar una secuencia dominantemente pelítica con intercalaciones de capas delgadas de caliza y arenisca, caracterizada por la presencia de bloques sin sedimentarios de composición litológica muy parecida a la columna descrita en la quebrada La Guairita, que aflora en la carretera principal hacia Sabana de Uchire, en las cercanías del caserío La Soledad. CAMPOS et al., (1980) elevaron la unidad a rango de formación, para designar aquellas unidades básicamente lutáceas de edad Paleoceno que afloran en el borde sur de la napa del flysch. CAMPOS Y OSUNA (op. cit.) mencionan que la litología dominante está representada por lutitas y limolitas grises y negras, con meteorización a tonos rojizos, con concreciones ferruginosas, que exhiben bloques redondeados a subredondeados de calizas (tipo "Capas del Rio Chávez" y "Cretácico inferior") y de conglomerados calcáreos del tipo de la Formación La Guairita. Las calizas son laminadas, a veces margosas, de color gris y meteorización amarillenta. Formando la nariz de un anticlinal, aparece un intervalo muy deformado caracterizado por la intercalación rítmica de areniscas y lutitas en capas de menos de 15 cm y con gran abundancia de mica. Según CAMPOS y OSUNA (op. cit.), las "Capas de La Soledad" podrían representar la sedimentación, en un ambiente marino muy inestable, con deslizamientos gravitacionales de unidades representativas de la columna que aflora en la quebrada La Guairita; lo anterior indica la estrecha relación entre estas dos columnas sedimentarias en lo referente a condiciones de depositación. Los mismos autores indican que hacia el sur, la unidad aparece en contacto de falla de corrimiento sobre la Formación Peñas Blancas y hacia el norte una falla vertical la separa de un intervalo de terrazas. A pesar de las complejidades estructurales, CAMPOS y OSUNA (op. cit.) estimaron que el espesor en la carretera de Sabana de Uchire, no baja de los 80 metros. MACSOTAY en CAMPOS y OSUNA (op. cit.), identificó en algunos de los bloques calcáreos la siguiente macrofauna: Trechosmilia sp., Elasmophyllia cf., telmachoffana welIs, Planocaprina cf, Trapezoides Palmer, Amphitriscoe Barcena y Nerinea cf. euphyes Félix; esta macrofauna es de edad aptiense, y le sugiere un ambiente marino de 20 a 50 m de profundidad. BERMUDEZ en CAMPOS et al., (op. cit.), identificó en el área tipo: Globigerina pseudobulloides (PIummer); Siphogenerinoides elegans (Plummer) Saracenaria sp., Stilostomella sp., Nodosaria sp., Plectina sp., Lenticula sp., Bulimia sp; Globigerina sp., Cyclamina sp., Rzehakina cf. Venezolana Hedberg. CAMPOS y OSUNA (op. cit.) presumen que el rango de su edad debe variar entre el Cretácico tardío (?) y el Paleoceno. El conjunto faunal descrito por BERMÚDEZ (op. cit.), la ubica en el Paleoceno, presumiblemente Paleoceno temprano. 584 INFORMAL LA TEJITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Nueva Esparta. JAM y MÉNDEZ AROCHA (1962) publicaron este nombre para designar sedimentos miocenos en la isla de Margarita, cuya presencia había sido señalada por WOODRING (1928), KUGLER (1957), SELLIER DE CIVRIEUX (1959, con el término de "Caliza de Las Marites", y TAYLOR (1960), quien los incluyó en la Formación Cubagua. JAM y MÉNDEZ AROCHA incluyeron en la unidad a los sedimentos miocenos del subsuelo de la isla de Cubagua, que KUGLER (1957) había excluido de la Formación Cubagua. BERMÚDEZ (1966) los incluyó en la Formación Cubagua con el nombre informal de "Capas de La Tejita", que consideró como posiblemente equivalentes al Miembro Cerro Verde de la Formación Cubagua. El término se conserva provisionalmente con categoría informal, en vista de lo confuso de sus relaciones estratigráficas. La unidad aflora típicamente en La Tejita, costa norte de la laguna de Las Marites, isla de Margarita y ocupa las partes central y sur de Margarita oriental. En la sección tipo JAM y MENDEZ (1962) describieron un conglomerado basal con cantos de cuarzo, esquistos y rocas ígneas, seguido de arcillas yesíferas amarillas, areniscas arcillosas calcáreas, y margas amarillas muy fosilíferas y compactas con Crassostrea crassisima, con un espesor total de 45 m. En la zona de Jagüey Verde (mal escrito "Agua Verde"), afloran 332 m. de calizas, margas y areniscas calcáreas. Según JAM y MENDEZ (op. cit.), la unidad es discordante sobre rocas metamórficas y el Grupo Punta Carnero del Eoceno. El contacto superior es discordante con los sedimentos pliocenos de la Formación El Manglillo. Según TAYLOR (1960), su Formación Cubagua posiblemente suprayace en parte a la Formación La Güica, e infrayace discordantemente a las "arenas de Falca" del Plio-Pleistoceno, unidad que reconoce en lugar de la Formación El Manglillo. JAM y MENDEZ (op. cit.) enumeraron varias especies de moluscos de los géneros Turritella, Chione, Corbula, Cancellaria, etc., que indican una posible edad Mioceno medio a tardío. BERMÚDEZ (1966) sugirió una correlación de la unidad con el Miembro Cerro Verde de la Formación Cubagua en la isla de Cubagua y la península de Araya, cuya edad es más joven que la indicada por los moluscos de la unidad. VÁLIDO LA TEJITA, MIEMBRO (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) Estado Nueva Esparta. JAM y MÉNDEZ (1962), publicaron el término Formación La Tejita, para una secuencia conglomerática-arenosa-calcárea que formaba calizas de poca elevación, en el borde 585 occidental de la laguna de Las Marites, en la parte meridional de Margarita Oriental (Paraguaychoa). Estas secuencias fosilíferas, ya habían sido citadas como Caliza de Las Marites por SELLIER DE CIVRIEUX (1959), y TAYLOR (1960) las incluyó en la Formación Cubagua. Este uso fue seguido por BERMÚDEZ (1966), quien las incluyó en la Formación Cubagua, con el nombre informal de Capas de la Tejita. HUNTER (1978-a) le asigna rango de miembro dentro de la Formación Cubagua, y sugiere su posición de equivalencia lateral con los miembros La Güica, Las Hernández y las Cubagua Limestones. De ser correcta esta equivalencia, este miembro es de edad Mioceno tardío, parte superior, y del Plioceno temprano. WOODRING (1928), KUGLER (1957) y JAM y MÉNDEZ (1962) publicaron una abundante fauna de moluscos que corresponden, según (MACSOTAY, 1971), a la zona de Turritella panigyrata, de edad Mioceno tardío basal. En su sección tipo, mide 45 m de espesor, y los 332 m de Jagüey Verde citados por JAM y MÉNDEZ (1962), corresponden a la Formación Cubagua completa. Véanse: CUBAGUA, FORMACIÓN, LA GÜICA, MIEMBRO. INVÁLIDO LA TORTUGA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario) Dependencias Federales. BERMÚDEZ (1966) modificó el término original de Formación Tortuga (PATRICK, 1959) por el de Formación La Tortuga. MALONEY y MACSOTAY (1967) se refirieron a la unidad con el nombre de Formación La Tortuga en sus gráficos. Véase: TORTUGA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LA VELA, CAPAS DE, SERIE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos términos fueron empleados por LIDDLE (1928) y HODSON respectivamente, para designar a la Formación La Vela de uso actual. (1926), Véase: LA VELA, FORMACIÓN. VÁLIDO LA VELA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) 586 Estado Falcón. Referencias: HODSON (1926) describió originalmente la Serie La Vela, con localidad tipo en el río o quebrada La Vela (cuyo verdadero nombre es quebrada El Muaco), unos 3 km al noreste de La Vela de Coro, estado Falcón. LIDDLE (1928) también describió la unidad, calculó su espesor en la localidad tipo, y postuló su contacto superior discordante con el Conglomerado de Coro. SENN (1935) mencionó fósiles típicos de la Formación La Vela, del Mioceno tardío. GONZÁLEZ DE JUANA (1937), diferencia el Paquete de Curazaíto en la base de la formación, que continua hacia el este de La Vela, denominó "paquete de Chiguaje" a la parte superior de la formación, de carácter más marino, e indicó que al sur de Tocópero y San Patricio, las calizas de la parte inferior de la unidad, derivadas de la Caliza de Cumareboinfrayacente, reciben el nombre de Calizas de Corocorote. MENCHER et al. (1951) asignaron una edad Mioceno tardío a la Formación La Vela, que consideraron concordante por encima de la FORMACIÓN Caujarao y con discordancia angular por debajo de la Formación Tucupido. WEINGEIST (en LEV, 1956) indica que el Paquete de Curazaíto de GONZÁLEZ DE JUANA (1937), debía considerarse como miembro basal de la Formación El Veral y también considera al Paquete de Chiguaje, como miembro medio de la Formación Codore, ya que su localidad tipo se encuentra demasiado al oeste como para ser incluido en la Formación La Vela. En la sección tipo de la unidad, en la quebrada El Muaco, VALLENILLA (1961) la dividió en dos miembros, Curazaíto, inferior, y Chiguaje, superior. DÍAZ DE GAMERO (1977) revisa la edad de la formación con base a foraminíferos planctónicos. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) aportan datos bioestratigráficos sobre la unidad. REY (1990) hace un estudio detallado de la Formación La Vela y sus relaciones con la Formación Codore. REY (1994) propone eliminar la subdivisión en miembros de la Formación La Vela, ya que no son distinguibles en el campo; Chiguaje tiene su localidad tipo muy al oeste, al norte de Urumaco, donde aflora la Formación Codore. Localidad tipo: El estratotipo está ubicado en la quebrada El Muaco, unos 3 km al noreste de La Vela de Coro, distrito Colina, estado Falcón. (Hoja Nº 6250, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación La Vela aflora en una limitada extensión de Falcón norcentral, entre el oeste del río Coro y puente de Piedra, al este de la estructura de La Vela (REY, 1990). Descripción litológica: En la localidad tipo, VALLENILLA (1961) describe la formación como compuesta principalmente por areniscas muy calcáreas, de colores claros, marrón a gris; lutitas compactas, impuras, rojizas en la base y algunas areniscas con macrofauna. En esta misma localidad, REY (1990) describe la Formación La Vela como compuesta mayormente de arcillitas grises, calcáreas o no, masivas, con Ophiomorpha muy bien desarrollada hacia el tope de la sección, con niveles de Crassostrea y de Ostrea; algunas areniscas grises, de grano fino a medio, conglomeráticas hacia la base de la sección, a veces fosilíferas, masivas o con madrigueras, con espesores entre 0,6 m y 6 m. En el río Coro, describe la unidad como compuesta de limolitas grises masivas, con intercalaciones de conglomerados de guijarros polimícticos, masivos o con estratificación cruzada, con 587 espesores entre 1,5 m y 2 m. En la quebrada El Tigral, la unidad está compuesta por limolitas hacia la base y tope de la sección, masivas, con niveles de conchas ymadrigueras; arcillitas grises hacia la parte media de la unidad, con niveles de moluscos; areniscas grises calcáreas, de grano fino a grueso, conglomeráticas hacia el tope de la sección, con estratificación cruzada planar, en ocasiones festoneada, con espesores entre 1 m y 12 m; hacia el tope de la formación hay un conglomerado polimíctico, de 1 m de espesor. De acuerdo a VALLENILLA (1961), el Miembro Curazaíto se depositó en un ambiente litoral con cierta influencia terrígena, mientras que el Miembro Chiguaje se depositó en un ambiente típicamente marino. De acuerdo con DIAZ DE GAMERO (1968), la Formación La Vela representa una sedimentación en aguas muy poco profundas, de salinidad inferior a la normal, y de comunicación generalmente restringida con el mar abierto. REY (1990) interpreta un ambiente marino marginal, con una laguna costera protegida en parte por pequeñas barreras en el área de la localidad tipo. Hacia el este, estas barreras están mejor desarrolladas, con grandes espesores de cuerpos tabulares de areniscas, mientras que la laguna tiene desarrollos de Crassostrea y de Ostrea y algunos niveles delgados de areniscas con fragmentos de moluscos, interpretados como abanicos de tormenta. En la parte media superior de la sección hay un nivel rico en foraminíferos planctónicos, que marca un evento más marino, transgresivo. Al mismo tiempo, hacia el oeste, en los alrededores del río Coro, el ambiente es continental, de llanura de inundación, con desarrollo de canales de ríos entrelazados distales. Espesor: VALLENILLA (1961) indica un espesor de 590 m para la Formación La Vela en su sección tipo. La Formación La Vela se adelgaza hacia el oeste: en el río Coro, VALLENILLA (1961) reportó un espesor de 280 m. REY (1990) indica un espesor de 612 m en la quebrada El Muaco. Fósiles: Con excepción de los numerosos bancos de Ostrea, la macrofauna no abunda. LIDDLE (1928) y SENN (1935) indicaron la presencia de abundantes macrofósiles. GONZALEZ DE JUANA (1937) mencionó bancos de Crassostreavirginica falconensis en el Miembro Chiguaje. VALLENILLA (1961) enumeró los foraminíferos y especies de moluscos. DIAZ DE GAMERO (1968, 1977) menciona, para la parte superior del Miembro Curazaíto, la presencia de Neogloboquadrina dutertrei, y para el Miembro Chiguaje, menciona la presencia de Neogloboquadrina dutertrei, Globigerinoides obliquus extremus, Globorotalia pseudomiocenica, Globorotalia plesiotumida, Sphaeroidinellopsis paenedehiscens. En la quebrada El Tigral, hacia el tope de la formación, encontró la especie Globorotalia margaritae. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) enumeran los foraminíferos encontrados en la Formación La Vela y su distribución. Igualmente, REY (1990) presenta las tablas de distribución para varias secciones de la Formación La Vela. Edad: DÍAZ DE GAMERO (1977) coloca el límite entre las Formaciones Caujarao y La Vela, tentativamente, en la parte superior de la Zona de Globorotalia acostaensis, o bien en el límite entre esta zona y la superior, de Neogloboquadrina dutertrei (Mioceno tardío) (BOLLI y PREMOLI SILVA, 1973), actualmente Zona de Globorotalia humerosa (BOLLI 588 y SAUNDERS, 1985). El tope de la formación llega a la parte basal del Plioceno (Zona de Globorotalia margaritae). WOZNIAK y WOZNIAK (1987) incluyen la Formación La Vela enteramente dentro del Plioceno, alcanzando el Plioceno tardío en su tope. REY (1990) le asigna una edad Mioceno tardío a la parte basal de la Formación La Vela y Plioceno temprano (Zona de Globorotalia margaritae) a la mayor parte de la formación. Correlación: La Formación La Vela se correlaciona con parte de las formaciones Turupía y El Veral, al este (GIFFUNI et al., 1992; DÍAZ DE GAMERO et al., 1997) y con parte de la Formación Codore, al oeste (REY, 1990). Véanse: CURAZAÍTO, MIEMBRO y CHIGUAJE, MIEMBRO. VÁLIDO LA VICTORIA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estados Falcón y Zulia. Referencias: SUTTON (1946) publicó originalmente este nombre y atribuyó la unidad erróneamente al Oligoceno medio, DUSENBURY (1949) señaló que la edad correcta de la formación es Eoceno tardío, y que el error anterior había sido consecuencia de la correlación errada de la "fauna de Hannatoma" del Perú (STAINFORTH, 1955). Por su extensión localizada, la formación solo ha sido mencionada en forma casual en la literatura. GUEVARA (1967) y PITTELLI y MOLINA (1989) describen detalladamente la unidad. Localidad tipo:SUTTON (1946), designa comolocalidad tipo, al afloramiento de caliza de Hannatoma, expuesta medio km al oeste de la hacienda La Victoria, en la parte sur-central del distrito Miranda, Zulia nororiental. GUEVARA (1967) señaló una sección dereferencia más completa en las quebradas Arena y Arenita, tributarias de río Chiquito, en la zona del cerro La Sierrita, distrito Bolívar. (Hoja Nº 5947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: SUTTON (1946) la describe en Zulia nororiental (distritos Miranda y Bolívar). Según PITTELLI y MOLINA (1989), la sedimentación de la Formación La Victoria, al norte de El Mene de Mauroa-Hombre Pintado-Bariro, estuvo limitada a tres pequeñas cuencas de "pull apart", en un territorio levantado y en período de erosión (bloque de Dabajuro hasta la zona de fallas Mene de Mauroa-Hombre Pintado). Estas cuencas están bien definidas entre las zonas de fallas de Oca y Las Palmas (sinclinal de La Puerta), Las Palmas y El Mayal (sinclinal de Las Palmas) y El Mayal y Ancón de Iturre (sinclinal de Santa Cruz). Descripción litológica: En la localidad tipo, la formación ha sido descrita por SUTTON como "Caliza con Hannatoma", asociada con arcilitas color gris oscuro, localmente moteadas, y limos, interestratificados con areniscas gris y marrón. Según GUEVARA (1967), en la sección de referencia la unidad consiste de arcilitas y lutitas, intercaladas con areniscas. Las capas lutíticas afloran pobremente, pero probablemente predominan sobre 589 los sedimentos arenosos, más conspicuos. Las lutitas y arcilitas son típicamente de color oscuro, localmente abigarradas, frecuentemente yesíferas y carbonáceas a lignificas. Las areniscas varían de blandas a duras, finas a gruesas, y de finamente estratificadas, a capas con estratificación cruzada. Ocasionalmente, se presentan calizas lenticulares. PITTELLI y MOLINA (1989) describen una secuencia inferior constituida por areniscas gris y blanco de grano fino a muy fino, de granos subangulares a subredondeados, bien seleccionadas, con algunos intervalos lutíticos de color gris, y con materia orgánica. Ocasionalmente, en la parte inferior, se presentan algunas areniscas blancas, cuarzosas, de grano grueso, bien consolidadas y de espesores variables, entre 8 cm y 2 m. La secuencia intermedia es predominantemente lutítica, con algunas intercalaciones de areniscas hacia la base. Las lutitas son de color gris y verde, arcillosas, localmente arenosas, piríticas y ligeramente calcáreas. Las areniscas son grises, de grano fino, moderadamente seleccionadas y con cemento silíceo. La secuencia superior se caracteriza por ser arenosa en la base, siendo las areniscas blancas, de grano fino, de granossubangulares a subredondeados; glauconíticas, con cemento calcáreo. Capas delgadas de lutita gris, arcillosa y capas delgadas de caliza arenosa blanca, también están presentes. Hacia el tope de esta secuencia, la litología varía a intercalaciones de lutitas, calizas y areniscas. Representa la fase regresiva del ciclo sedimentarioiniciado con la transgresión de las formaciones Santa Rita y Jarillal (GUEVARA, 1967). Según PITTELLI y MOLINA (1989), el conjunto faunal y las características sedimentológicas, sugieren una sedimentación en ambiente marino, somero, probablemente cercano a la costa y con influencia de agua dulce. La Formación La Victoria, representa una fase regresiva al final del Eoceno medio tardío a Eoceno tardío. Espesor: SUTTON (1946), en la localidad tipo, da un espesor de 610 m para la parte expuesta. GUEVARA (1967) estima un espesor de 2400 m en la sección de referencia. En la región de Catanejo-La Victoria, el espesor es de 2000 m. PITTELLI y MOLINA (1989) midieron un espesor mínimo de 500 m en el pozo Altosano-IX y un espesor máximo de 819 m en el pozo Santa Cruz-IX. En el bloque de Dabajuro está ausente. Relaciones de campo: GUEVARA (1967) menciona en el área tipo de la Formación La Victoria, un contacto concordante y transicional sobre las lutitas de la Formación Jarillal; este autor lo coloca en la base del grupo inferior de areniscas. El contacto superior es menos claro, debido a la pobreza de los afloramientos, pero probablemente es discordante en la base de las lutitas calcáreas de la Formación La Rosa, o de las arenas de la Formación Castillo. PITTELLI y MOLINA (1989) establecen un contacto inferior concordante y transicional con la Formación Jarillal, y el contacto superior angularmente discordante con el Grupo La Puerta, de edad Mioceno (en el área de Tiguaje, Mene de Mauroa, Media y Hombre Pintado). Fósiles: DUSENBURY (1949) menciona la presencia del gasterópodo Hannatoma emmendorferi, abundante en una sola capa de caliza. Se mencionan escasos foraminíferos bénticos arenáceos, que sugieren un ambiente de aguas salobres (GUEVARA, 1967). MULLER et al. (1987), incluyen descripciones detalladas de los palinomorfos presentes en la formación. PITTELLI y MOLINA (1989) caracterizan la Formación La Victoria por el 590 contenido faunal muy pobre y representado por escasos foraminíferos bénticosarenáceos, talescomo: Trochamminasp. Haplophragmoides spp., Miliammina fusca, Miliammina sp. y Ammobaculites sp., entre otros. Edad: La presencia de Hannatoma emmendorferi indica una edad Eoceno tardío. MULLER et al. (1987) confirman, por evidencias palinológicas en superficie y subsuelo, dicha edad (Zona de Echiperiporites estelae). Correlación: GUEVARA (1967) la correlaciona con la Formación Cerro Misión del sureste de Falcón y la coloca aproximadamente equivalente en tiempo a la Formación Carbonera. INVÁLIDO LA VIGÍA, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Estado Guárico. Esta unidad fue mencionada por primera vez por MACSOTAY et al., (1995) como parte de la Formación Garrapata, pero sin darle una descripción formal. VÁLIDO LA VILLA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Referencias: El término Formación La Villa fue publicado originalmente por GARNER (1926), quien definió la localidad tipo cerca de La Villa del Rosario, Perijá HEDBERG y SASS (1937) describen la sección tipo, litología y otros detalles de la formación. LIDDLE (1928 y 1946) describe la litología y expresión topográfica de la formación, en su sección tipo. SUTTON (1946) y YOUNG (1958), la describen brevemente en sus respectivos estudios. MILLER (en LEV, 1956) reseña lo publicado. Localidad tipo: GARNER (op. cit.) da como localidad tipo, la población La Villa del Rosario, distrito Perijá, estado Zulia. HEDBERG y SASS (op. cit.), designan la sección tipo, a unos 2 km al este de La Villa, siguiendo hacia el oeste, hasta el pueblo de Arimpia. (Hoja Nº 5746, escala, 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación se extiende a lo largo de la parte occidental del estado Zulia, entre la sierra de Perijá y el lago de Maracaibo, desde el distrito Colón al sur, y el distrito Páez al norte. 591 Descripción litológica: La Formación consiste principalmente en arcillitas rojizas, grisáceas ogris-verdoso,moteadas, areniscas de grano fino a medio, mal escogidas, localmente conglomeráticas, de color gris claro a gris amarillento, regularmente moteadas en rojo y púrpura. Ocasionalmente, se encuentran lutitas carbonáceas y vetas de lignito. Hacia el tope de la formación se observan capas de conglomerado laterítico. Espesor: La formación presenta considerables variaciones en su espesor, SUTTON (op. cit.) cita espesores de 900 a 1200 m, YOUNG (op. cit.) menciona unos 1097 m en el pozo NEOPOD-1 cerca de la sección tipo. Relaciones de campo: La Formación La Villa yace concordante y transicionalmente sobre la Formación Los Ranchos. En el tope, la formación yace con discordancia angular local, bajo la Formación El Milagro o equivalentes hacia el sur. Fósiles: La formación no contiene fósiles, salvo formas retrabajadas del Eoceno y Cretácico. Edad: Mioceno medio a tardío. Correlación: Hacia el sur, la formación se correlaciona con la parte superior del Grupo Guayabo. Hacia el este, las unidades equivalentes son La Puerta-Isnotú en el lago de Maracaibo. Sinonimia: Los términos Arimpia, El Rodeo y Llanos, han sido usados como sinónimos de La Formación La Villa. INVÁLIDO LA VIUDA, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Monagas. ROSALES (1960) introdujo este término, sin descripción de su derivación, extensión o caracteres distintivos. A juzgar por su diagrama de correlación el término es sinónimo de la "Lutita de Vidoño" de uso actual, si se excluyen los desarrollos locales de areniscas y limolitas de la Formación Vidoño. El nombre es inválido por su definición inadecuada, aunque de utilidad si se define apropiadamente. INVÁLIDO LAGARTIJO, FACIES MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Miranda. 592 NICKLAS (1957) emplea este término de modo informal para designar una caliza verdosa, clorítica, pizarrosa, expuesta en el eje del anticlinal situado en el curso inferior del río Lagartijo y que consideró como parte de la Formación Paracotos. FEO CODECIDO (1957) describió una muestra de taladro, tomada cerca del eje del anticlinal, como caliza pizarrosa, verde, semidura, con laminación paralela excelente y fractura suave, con material arcilloso alineado e intersticial. Véanse: PARACOTOS, FORMACIÓN y RÍOLAGARTIJO, CONGLOMERADO DE. INVÁLIDO LAGO DE MARACAIBO, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. MAURY (1925-c) mencionó las "capas de Lepidocyclina y Orthophragmina de La Palma, Lago de Maracaibo" sin detalles adicionales. Según TOBLER (1922), las capas son afloramientos de la Formación Mene Grande en el rio La Palma, cerca del río San Pedro, estado Trujillo. VALIDO LAGUNA, MIEMBRO (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. SUTTON (1946) introduce el término Arena de Laguna, para designar una de las subdivisiones de la Formación Lagunillas. BORGER y LENERT (1959) la elevan a rango de miembro. La unidad consiste esencialmente en arenas, que se distinguen por la presencia de capas glauconíticas y lutitas fosilíferas, que contienen la fauna más significativa de toda la formación: un conjunto de moluscos de aguas marinas someras mencionado por HOFFMEISTER (1938) y designado con el nombre de Zona de Lithophaga. Es importante productora de petróleo en la cuenca del Lago de Maracaibo. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. VÁLIDO LAGUNA CHICA, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico- Cretácico temprano) Estado Sucre. 593 Referencias: El nombre de Laguna Chica fue propuesto por SCHUBERT (1972), para designar a una unidad compuesta casi exclusivamente por filitas cloríticas, queaflora en la parte centro-occidental de la península de Araya. Localidad tipo: Como la localidad tipo se designaron los afloramientos en el arroyo que desemboca en Laguna Chica, en la costa sur de la península de Araya, (Hojas Nº 7347 y 7447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: El área de afloramiento se extiende en forma de una faja, de 1 a 3 km de ancho, en dirección este-noreste, entre punta Salazar (costa suroccidental) y El Maguey (al este de Chacopata, costa norte), península de Araya. Descripción litológica: La formación Laguna Chica consiste en filitas cuarzo-cloríticas verdes (99% de la unidad), a veces pizarrosas o carbonáceas, con intercalaciones de cuarcita blanca en capas delgadas (1 a 10 cm de espesor), las cuales comúnmente exhiben estructura de boudinage. En la costa norte de la península, hay intercalaciones de filitas violáceas y esquistos cloríticos. La unidad está intensamente plegada y deformada, y contiene numerosas vetas de cuarzo blanco, paralelas y transversales a la foliación. Espesor: Debido al intenso plegamiento, es imposible determinar con exactitud el espesor, pero se estimó un espesor mínimo menor a 1000 m. Relaciones de campo: Los contactos con otras unidades metamórficas de la península de Araya, son de falla. La falla de Salazar separa la Formación Laguna Chica, de la Formación Manicuare, y la falla de Laguna Grande, de la Formación Carúpano. Edad: Con base en posibles correlaciones con unidades litológicamente similares en la Isla de Margarita (Grupo Los Robles), y de la península de Paria (Formación Macuro), la edad de la Formación Laguna Chica podría ser jurásica o cretácica, respectivamente. Debido a esta basepobre, se considera aquí como de edad mesozoica. Correlación: SCHUBERT (1972) correlaciono la formación Laguna Chica, con el Grupo Los Robles de la isla de Margarita, con base en la similitud litológica. Usando el mismo criterio, VIGNALI (1979) la correlacionó con la parte intermedia de la Formación Macuro de la península de Paria. Paleoambientes: Las rocas de la Formación Laguna Chica sugieren que, originalmente, fueron parte de una secuencia depositada en un ambiente marino de aguas profundas, con algunos aportes de arena (¿corrientes de turbidez?). El metamorfismo llego a la facies del esquisto verde. INFORMAL LAGUNILLAS, ARENA DE, ARENA ALQUITRANADA DE (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) 594 Estado Zulia. La CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948) introdujo estos términos informales ("Lagunillas Sand", "Lagunillas Tar Sand"), para designar subdivisiones menores locales de la Formación Lagunillas en el lago de Maracaibo. SZENK (1959) considera estas arenas como parte inferior de su Miembro Lagunillas de la Formación Lagunillas. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. VÁLIDO LAGUNILLAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Referencias: HEDBERG y SASS (1937) describen la formación, en la parte oeste del lago de Maracaibo, refiriéndose al trabajo de HAAS y HUBMAN (1937) sobre la paleontología, ambientes sedimentarios y demás características de la formación en el distrito Bolívar, costa oriental del lago. MANGER (1938) publicó una descripción detallada, con énfasis en la mineralogía. HOFFMEISTER (1938) proporcionó la zonación paleontológica. SUTTON (1946) describió la formación, mencionando las arenas de Lagunillas Inferior, Laguna y Bachaquero, posteriormente, elevadas al rango de miembros por BORGER y LENERT (1959). En 1959, SZENK propuso una subdivisión en cinco miembros para el área del lago central y cuatro para la costa oriental, las cuales correlacionan con las de SUTTON. GUTIÉRREZ (1972) describió la formación en el campo de Bachaquero, JAM (1977) y D' ANDREA y SORIA (1977) publicaron descripciones de los miembros Lagunillas Inferior y Laguna, respectivamente, al estudiar yacimientos petrolíferos. CHACARTEGUI (1985) realizó un análisis sedimentológico detallado de la formación en el área de Ceuta, al sureste del lago. ARATA et al., (1985), al hacer el estudio geológico del campo de Cabimas, costa oriental del lago, describen en detalle la parte inferior de la formación (miembros Lagunillas Inferior y Ojeda). DEMENA (1985) describió detalladamente el Miembro Lagunillas Inferior en el áreade Ulé, campo Tía Juana, también en la costa oriental del lago. Localidad tipo: Pueblo y campo petrolífero de Lagunillas, distrito Lagunillas, del estado Zulia, costa oriental del lago de Maracaibo, (Hoja Nº 5946, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). SZENK (1959) designó el pozo 3-Y-2X como sección tipo para el área del lago central. Extensión geográfica: Subsuelo del lago de Maracaibo y afloramientos restringidos al este del lago. Descripción litológica: En términos generales, la formación consiste en areniscas poco consolidadas, arcillas, lutitas y algunos lignitos. Las características individuales de los miembros reflejan el cambio de ambiente marino somero, a deltaico y fluvial. —El Miembro Lagunillas Inferior está compuesto por areniscas friables, de grano fino, de color 595 variable de marrón a gris claro y a blanco, intercaladas con lutitas gris claro, gris verdoso o gris oscuro. Localmente se encuentran lignitos. —El Miembro Ojeda en la costa oriental del lago; consiste en arcillas moteadas, areniscas color gris, localmente glauconíticas y lutitas grises. En el área lago central, se encuentran lutitas color gris a gris verdoso y gris oscuro, areniscas colores blanco, gris o marrón y lignitos. (SZENK, op. cit.). —El Miembro Mariago, en el área lago central consiste, en areniscas blancas, gris o marrón con lutitas gris oscuro y verdoso. (SZENK, op. cit.). El Miembro Laguna consiste principalmente en lutitas grises fosilíferas (zona Litophaga, HOFFMEISTER, (op. cit.); SUTTON, (op. cit.); además, areniscas color gris o marrón localmente glauconíticas, y arcillas arenosas moteadas. El Miembro Urdaneta está compuesto principalmente por arcillas de color gris verdoso claro, verde, rojo oscuro, marrón y marrón rojizo, con capas delgadas de arena arcillosa (SZENK, op. cit.). Está restringido al área lago central. El Miembro Bachaquero está formado por areniscas arcillosas potentes, de colores gris o marrón con arcillas gris, marrón o moteadas, lutitas gris a gris azulado y lignitos. La parte basal de la formación (Miembro Lagunillas Inferior), representa un complejo deltaico, progradante sobre la Formación La Rosa, y procedente del sur y sureste. El Miembro Laguna corresponde a un aumento temporal de las condiciones marinas, con predominio de barras litorales. La porción superior (Miembro Bachaquero) representa un ciclo regresivo, con predominio de ambientes deltaicos y fluviales. Espesor: En la localidad tipo, HEDBERG y SASS, (op. cit.) indican aproximadamente 300 m, SZENK (op cit.) señala 960 m en el lago central. En el campo Ceuta, CHACARTEGUI (op cit.), indica variaciones de 61 a 610 m. Relaciones de campo: En la localidad tipo y en la mayor parte de la cuenca de Maracaibo, la Formación Lagunillas suprayace concordantemente a la Formación La Rosa, excepto en aquellas áreas donde, ésta no se depositó, como los altos de Pueblo Viejo y Ceuta (GUTIERREZ, op cit.; CHACARTEGUI, op. cit.). En dichas áreas, la formación yace directamente sobre la discordancia del Eoceno. Hacia arriba, la formación pasa transicionalmente a la Formación Isnotú. Hacia el oeste, la formación pasa a la Formación Los Ranchos. Fósiles: La mayor abundancia de fósiles ocurre en los miembros Laguna y Lagunillas Inferior. HOFFMEISTER (op. cit.) describió un conjunto de gasterópodos y pelecípodos del Miembro Laguna, en lo que llamó Zona de Litophaga, aunque señala que el nombre correcto debe ser Zona de Julia sp. SUTTON (op. cit.) menciona los géneros de foraminíferos., para la misma zona. SZENK (op. cit.) estableció la zónula de Miliammina fusca, que abarca la base de la zona y parte superior de Ojeda, la zónula de Gasterópodos (base de Ojeda) y zónula de Ammobaculites sp., para Lagunillas Inferior. Edad: Parte inferior del Mioceno medio. Correlación: La Formación Lagunillas se correlaciona al oeste del Lago de Maracaibo, con las formaciones Cuiba y Los Ranchos. Al este y sur, correlaciona con la Formación Isnotú, y al noreste, con las formaciones Cerro Pelado y La Puerta, en la cuenca de Falcón. 596 Importancia económica: En la costa oriental del lago, el Miembro Lagunillas Inferior contiene varios yacimientos de petróleo pesado a mediano, de considerable extensión. El Miembro Bachaquero, y en menor proporción el Miembro Laguna, también son productores. Sinonimias: El término Conglomerados de Lagunillas (SIEVERS, 1888), es un término en desuso, que corresponde a depósitos de terrazas en Los Andes de Mérida. La Serie La Rosa Superior y la Serie Lagunillas, son sinónimos anteriores de la Formación Lagunillas (HEDBERG y SASS, op. cit.). INFORMAL LAGUNILLAS INFERIOR, MIEMBRO (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. SUTTON (1946) publicó una descripción detallada de la Formación Lagunillas, y mencionó la Arena de Lagunillas Inferior como una de sus subdivisiones, posteriormente elevada a rango de miembro, por BORGER y LENERT (1959). El intervalo se compone esencialmente de arenas petrolíferas importantes, intercaladas con arcillas y lutitas carbonáceas abigarradas. La unidad es importante productora de petróleo en los campos costaneros de Bolívar, lago de Maracaibo. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO LAMA, MIEMBRO (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término fue introducido por YOUNG (1960) para designar las arenas basales de la formación, en la parte central del lago de Maracaibo, lateralmente equivalentes a las arcillas de Poro, más al este, ubicadas también en la base de La Puerta. Otros autores incluyen estas arenas en la Formación Isnotú. La validez del término es dudosa sin una definición más precisa, por ejemplo, de su diferenciación de las arenas de Playa y Bachaquero, supra e infrayacentes. Otros autores incluyen esta unidad en la Formación Isnotú. INFORMAL LAMBDA, ARENA (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. 597 HEDBERG et al. (1947) ilustraron varias arenas en la Formación Freites en el área mayor de Oficina, designadas en orden descendente por las letras griegas Sigma, Rho, Mu y Lambda. Los autores señalaron en su texto que las arenas Rho y Sigma, en la parte superior extrema de la Formación Freites, son de importancia en la perforación de estructuras, por constituir los horizontes guías persistentes más cercanos a la superficie. Véase: FREITES, FORMACIÓN. INFORMAL LARA, GRUPO MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. Este término fue introducido por VON DER OSTEN (1967) para designar las rocas cretácicas alóctonas expuestas en el estado Lara, de acuerdo con las siguientes características comunes a todas: color y meteorización en tonos claros; gran contenido de ftanitas delgadamente estratificadas, similitud de tipos litológicos en toda la secuencia; relativa escasez de fósiles y el hecho de que todas son de naturaleza alóctona. VON DER OSTEN (op. cit.) señaló como integrantes principales del grupo a las formaciones Carorita y Cazadero, y excluyó de él provisionalmente a la Formación Río Turbio, por lo incierto de sus relaciones estratigráficas. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968) recomendaron el rechazo del término, que consideran inadecuado debido al carácter alóctono, de naturaleza diversa, de las formaciones mencionadas en el surco de Barquisimeto. Sin embargo, según STAINFORTH (1968), la unidad está adecuadamente definida de acuerdo con las normas establecidas de nomenclatura. Debido a lo provisional de la nomenclatura empleada actualmente en el surco de Barquisimeto, se conserva el término con categoría de informal, hasta que estudios posteriores establezcan la estratigrafía definitiva de la región. VÁLIDO LAS AVES, CALIZA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Dependencias Federales. (Islas de las Aves) Referencias: Aves de Barlovento y Aves de Sotavento son dos archipiélagos coralinos en forma de atolón que se encuentran entre la isla de Bonaire y el archipiélago de Los Roques, a 90 millas al norte de las costas del estado Aragua. BERGT (en SIEVERS, 1898) publica resultados de los estudios realizados a muestras de las islas. RUTTEN (1931) y ROST (1938) realizan descripciones generales de los atolones de Las Aves. VILA (1960) describe 598 someramente la morfología general de los dos atolones. MÉNDEZ (1978, 1984, 1985-a, b) realiza una descripción general de la morfología y características de los ambientes sedimentarios, arrecifes de barrera, arrecifes franjeantes y biota arrecifal. Localidad tipo: No hay una localidad tipo específica. Los mejores exponentes de las calizas del pleistoceno tardío se encuentran en las terrazas coralinas sumergidas correspondientes a los interestadiales posteriores al Sangamon que se preservaron en los arrecifes de barrera meridionales. Extensión geográfica: Los sedimentos de la Caliza de Las Aves, en el basamento calcáreo de los dos atolones, presentan una superficie de aproximadamente 280 km2. Descripción litológica: La Caliza de Las Aves forma el basamento calcáreo sobre el cual a partir de la transgresión de Holoceno se han depositado las diversas facies arrecifales que se están desarrollando. En los lugares de los planos arrecifales donde aflora, presenta las mismas características de un plano arrecifal, con corales de los géneros Montastrea, Porites y fragmentos de Acropora, cementados por una calcarenita, que a su vez, presenta fragmentos de conchas. Generalmente la textura deposicional es de grainstone y ocasionalmente de boundstone. En las terrazas submarinas de los arrecifes de barrera meridionales, las texturas de boundstone predominan con corales in situ, como Montastrea y Diplorias, ya que el desarrollo de las calizas del Pleistoceno se realizó como arrecifes frangeantes inicialmente y finalmente como arrecifes de barrera. La Caliza de Las Aves se desarrolló con el ascenso de la transgresión del interglacial Sangamon, primero en forma de arrecifes frangeantes bordeando las calizas infrayacentes del Pleistoceno medio. Con el máximo nivel transgresivo los arrecifes coralinos formaron barreras, detrás de las cuales se desarrollaron las facies típicas de aguas someras. Durante las transgresiones posteriores de los interestadiales las calizas formaron arrecifes frangeantes, pero nunca llegaron a formar arrecifes de barrera puesto que el nivel máximo de los interestadiales estuvo por debajo del nivel del mar del Sangamon. Espesor: El espesor de las calizas del Pleistoceno no se conoce, puesto que suprayace a calizas del Pleistoceno medio que no afloran. Relaciones de campo: La Caliza de Las Aves, suprayace a calizas más antiguas del Pleistoceno medio e infrayace a los sedimentos calcáreos del Holoceno. Fósiles: En los afloramientos locales en los planos arrecifales se reconocen algunos de los corales propios de estas facies como Porites, Acropora, Montastrea, fragmentos de pelecípodos, gasterópodos, equinodermos, etc. En las terrazas submarinas se encuentran corales in situ de grandes dimensiones de los géneros Diploria y Montastrea. Edad: La caliza de Las Aves corresponde al nivel transgresivo marino del interglacial Sangamon, y las terrazas submarinas situadas entre 12-14, 22-24 y 40-55 m de profundidad se relacionan con los niveles máximos de los interestadiales que se produjeron en el Pleistoceno tardío. 599 Correlación: La Caliza de Las Aves, se correlaciona con calizas de edad similar que afloran en Los Roques, La Tortuga, La Orchila y La Blanquilla. Se correlaciona también con la Terraza III de Barbados (dataciones de MESOLLELA et al. 1969), y la Terraza Inferior de edad Sangamon de Curazao, Aruba y Bonaire (HERWEIJER y FOCKE, 1978). En la península de Araya se correlaciona con la Formación Castillo de Araya (dataciones de MACSOTAY y MOORE, 1974) y con la Formación El Manglillo en la isla de Margarita. VÁLIDO LAS BERMÚDEZ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio y/o Temprano) Estado Nueva Esparta. Referencias: CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) cita la Formación Las Bermúdez como integrante del Grupo Punta Carnero conjuntamente con las formaciones El Dátil y Punta Mosquito. JAM y MÉNDEZ (1962) la describen en detalle e indican que corresponde a "miembro de lutitas conglomeráticas" de la Formación Punta Carnero de KUGLER (1957). Este criterio fue adoptado por la SVIP (1963) en su cuadro de correlación. BERMÚDEZ y GAMEZ (1966) añaden datos sobre los fósiles de la unidad. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) proporciona nuevos detalles, tanto en los alrededores de la sección tipo, como en los alrededores de Pampatar. Localidad tipo: Caserío Las Bermúdez, municipio Lares, distrito Díaz, estado Nueva Esparta, unos 3 kilómetros al sur de Los Bagres (JAM y MÉNDEZ, 1962); desde unos 2 kilómetros al suroeste del caserío Las Bermúdez, avanzando unos 750 metros hacia el sureste hasta el camino Las Bermúdez-El Manguillo (GONZÁLEZ DE JUANA, 1968). Extensión geográfica: La unidad aflora en una extensión de aproximadamente un kilómetro cuadrado en la región tipo; en los cerritos de Caigüire, Punta Moreno y en el borde meridional de la Salina de Agua de Vaca, en la región de Pampatar. Descripción litológica: Lutitas grises y pardas, aveces con tonalidades verdes, a veces arenosas y con intercalaciones de areniscas calcáreas y de tipo "sal y pimienta", entre pocos centímetros y 10 metros de espesor. En toda la sección hay lentes de calizas arrecifales grises y compactas de hasta varios metros de espesor, que se acuñan rápidamente en sentido lateral. También abundan los lentes de conglomerados que pasan lateralmente a areniscas y lutitas, formados por cantos bien redondeados de cuarzo, esquistos, rocas ígneas y ftanita en una matriz arenosa de grano fino. La ftanita y roca ígnea (principalmente andesita) provienen indudablemente de la Formación Los Frailes (GONZÁLES DE JUANA, 1968). KUGLER (1957) mencionó cantos de basaltos amigdaloides y posiblemente tobas, rocas ausentes in situ en Margarita, y que según HESS y MAXWELL (1949) posiblemente proceden de coladas volcánicas, originadas al norte de la isla; KUGLER interpretó la facies con "wildflysch". Los cantos de 600 rocas ígneas verdes alcanzan hasta 3 metros de longitud y han sido confundidos con diques ígneos HESS y MAXWELL, (1949). KUGLER (1957) también mencionó lentejones de caliza oscura, densa y cristalina con corales; en la parte superior las lutitas contienen escasos foraminíferos (BERMÚDEZ y GÁMEZ, 1966). Espesor: JAM y MÉNDEZ asignaron 600 metros de espesor a la unidad y KUGLER, 700 metros. Contactos: En la localidad tipo la unidad es angularmente discordante sobre esquistos sericíticos del Grupo Los Robles; el contacto superior es transicional con la Formación El Dátil, y se fija en la aparición de las primeras limolitas y lechos de caliza orbotoidal. En el área de Jagüey Verde infrayace con fuerte discordancia al Mioceno. Fósiles: RIVERO mencionó el coral Astrocoenia cf. A. trechmanni, macroforaminíferos: Discocyclina (Discocyclina) anconensis (típicamente Eoceno medio), Operculinoides trinitatenses, Eocunoloides sp., y Athecocyclina. KUGLER mencionó restos de equinoideos, moluscos y algas, un posible Eoconuloides y Discocyclina cf. mesteri en calizas de la parte superior de la lutita conglomerática, y foraminíferos planctónicos, tales como Globigerina cf. G. triloculinoides, Globorotalia cf. incrassata y Globorotalia? velascoensis. Según BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966) las lutitas sólo contienen escasos foraminíferos arenáceos de identificación dudosa. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) recopiló determinaciones paleontológicas existentes en la Universidad Central de Venezuela. Edad: Según BRÖNNIMAN (fide KUGLER), las faunas contiene formas típicas del Paleoceno, en combinacióncon otras del Eoceno medio. RIVERO (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela), y JAM y MÉNDEX (1962) sugirieron una edad entre Eoceno inferior y medio. La edad indicada por los corales de la calza de Los Bagres contradice abiertamente la indicada por los microfósiles. Según BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966) el conjunto faunal no permite establecer una edad precisa para la unidad que consideran Eoceno inferior con dudas. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) la consideró Eoceno inferior o medio. Correlación: La unidad se correlaciona con la Formación Caratas de Venezuela oriental y con parte de las formaciones Navet y Lizard Springs de Trinidad (SVIP, 1963, Cuadro de Correlación). VÁLIDO LAS BERMÚDEZ, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Nueva Esparta. El nombre fue publicado por primera vez por CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) con rango formacional. Fue descrita en detalle por JAM y MÉNDEZ (1962). MUÑOZ (1973) 601 redefinió la unidad como miembro basal de la Formación Punta Carnero. La sección tipo está ubicada unos dos km al suroeste de Las Bermúdez, municipio Lares, distrito Díaz del estado Nueva Esparta. La unidad consiste principalmente de conglomerados de composición y textura muy heterogéneas, con intercalaciones de lutitas y areniscas mayormente verde oliva y marrón, sobre una secuencia basal finamente estratificada de areniscas calcáreas, glauconíticas y grauváquicas. Fragmentos blanco-grisáceos de calizas arrecifales coralinas y algáceas, conocidos como Caliza de Los Bagres, son comunes en toda la sección. Los conglomerados, generalmente de color rojizo y marrón, están constituidos por fragmentos de cuarzo, rocas volcánicas andesíticas, ftanita, calizas, diorita, otras rocas ígneas y grauvacas. Los elementos tienen tamaño desde más de un metro de diámetro, hasta tamaño arena. La unidad presenta carácter de flysch salvaje (wildflysch); su rasgo distintivo es el arreglo caótico de diferentes unidades litológicas, como conglomerados polimícticos, conglomerados de guijarros en lodo, brechas de fragmentos de calizas arrecifales y capas de areniscas-grauvacas, todo en lo que parece ser una matriz general lutácea. Los fragmentos de la Caliza de Los Bagres, cuyo contenido fosilífero indica una edad Paleoceno o Eoceno temprano, se consideran elementos alóctonos deslizados a la cuenca, por procesos de deslizamiento submarino (MUÑOZ, 1973). La disposición caótica de las distintas litologías, se refleja en manchas irregulares de diferentes colores en la superficie de afloramiento. El espesor total del Miembro Las Bermúdez, se ha estimado en 450 m. En su tope, pasa transicionalmente a la facies de flysch normal y calcarenítica del primer nivel de orbitoides, del Grupo Punta Carnero. El contenido paleontológico del Miembro Las Bermúdez refleja una mezcla tanto ecológica, como cronológica. No obstante, se estima que la sedimentación de la unidad tuvo lugar en el Eoceno medio. El intervalo es equivalente a la parte basal de la Formación Pampatar, de Margarita oriental, y presenta similitud con los conglomerados de grano grueso, de edad Eoceno, encontrados en el subsuelo de la subcuenta de Cubagua, en el margen continental de Venezuela. Ha sido correlacionado también con la Formación Caratas, del oriente de Venezuela, y parcialmente con las formaciones NAVET y LIZARD SPRINGS, de Trinidad. Véanse: PUNTA CARNERO, BERMÚDEZ, FORMACIÓN. GRUPO; PAMPATAR, FORMACIÓN y LAS INVÁLIDO LAS BRISAS, CONGLOMERADO DE MESOZOICO (Jurásico- Cretácico temprano?) Distrito Federal. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937-a, b) describieron con este nombre a una unidad conglomerática en la parte basal de la "Serie" Caracas, que posteriormente (1938-a, b) redefinieron como Formación Las Brisas. Véase: LAS BRISAS, FORMACIÓN. 602 VÁLIDO LAS BRISAS, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Distrito Federal. Referencias: La primera referencia a esta unidad se debe a AGUERREVERE y ZULOAGA (1937), quienes la denominan "Conglomerado de Las Brisas". Posteriormente (AGUERREVERE y ZULOAGA, 1938) la redefinen como Formación Las Brisas y agregan unabreve descripción. DENGO (1950, 1951) amplía la descripción incluyendo a sus miembros Zenda y Gneis Microclínico. Sucesivamente varios autores extienden la cartografía y presentan detalles descriptivos adicionales: SMITH (1952), LAUBSCHER (1955), MCLACHLAN et. al. (1960), FEO CODECIDO (1962), KONISGSMARK (1964), OXBURGH (1965), SEIDERS (1965), BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968), MORGAN (1969), RODRÍGUEZ (1972), WERHMANN (1972), URBANI y QUESADA (1972), ASUAJE (1972), GONZÁLEZ SILVA (1972), BECK (1986), URBANI et al. (1989-a,b). URBANI y OSTOS (1989) separan como una unidad diferente al esquisto cuarzofeldespático-micáceo (con biotita y/o granate), denominándolo Esquistos de San Julián del Complejo Ávila (Precámbrico-Paleozoico), restringiendo la Formación Las Brisas al esquisto cuarzo-muscovitico-feldespático (sin biotita, ni granate), así como otros tipos de rocas, que afloran como una franja, casi en su totalidad en el flanco sur de la fila Maestra de la cordillera de La Costa, o al sur del sistema de fallas de El Ávila. Localidad tipo: Sitio de Las Brisas, situado unos 4 km al sur de El Valle, en la carretera que va desde Coche hacia el embalse de La Mariposa, Distrito Federal. Este sitio se conoce como Las Mayas, pero el urbanismo ha cubierto casi completamente la localidad original, (Hoja Nº 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Afloramientos cercanos a la localidad tipo pero no muy bien expuestos, se encuentran en los taludes de la autopista Caracas-Valencia, cercanos a la sede del IUPFAN en el sector "Bajada de Tazón". Extensión geográfica: A lo largo del macizo central de la cordillera de La Costa, entre el cabo Codera y el estado Yaracuy. Descripción litológica: En la descripción original AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) mencionan un metaconglomerado arcósico, con cantos rodados derivados del Complejo de Sebastopol. DENGO (1950, 1951) observa que la mayor parte de la formación está constituida por esquisto cuarzo-micáceo, pudiendo cartografiar separadamente y con rango de miembros al mármol de Zenda y al gneis microclínico. SMITH (1952) divide la formación en dos intervalos: uno inferior constituido por gneis y esquisto microclínicoconglomerático, mientras que el superior indica que está formado casi enteramente por esquisto sericítico (muscovítico). WEHRMANN (1972) estima que esta formación está constituida en un 90% de esquisto cuarzo-feldespático-muscovítico; el 10% restante lo constituyen, en orden de abundancia, esquisto cuarzo-feldespático, epidótico o clorítico, mármol, cuarcita y metaconglomerado. 603 URBANI et al. (1989-a) en la zona de Aricagua-Chirimena-Birongo, estado Miranda, logran distinguir y cartografiar cuatro subunidades: Esquisto cuarzo-albítico-muscovíticoclorítico (92% del área de la formación), mármol (4%), metaarenisca (1%) y metaconglomerado (1%). Mientras que en la zona de Valencia-Mariara, URBANI et al. (1989b) cartografían tres subunidades, de esquisto cuarzo-muscovítico-albítico clorítico y cuarcita, filita y mármol, respectivamente, pero igualmente señalan una cuarta subunidad minoritaria de esquisto calcáreo-grafitoso, pero que podría más bien pertenecer a la Formación Las Mercedes. OSTOS (1990) en la zona de La Victoria, estado Aragua, reconoce metaarenisca y metaconglomerado, esquisto cuarcífero y pocos afloramientos de cuarcita calcárea. Las litologías gruesas son las más abundantes con porfiroclastos redondeados de cuarzo y feldespatos, la estratificación original está bien preservada y es paralela a la foliación. Todos los autores han coincidido, en que las rocas que componen esta formación son metasedimentos pelíticos y psammíticos, depositados en ambientes de plataforma continental y su talud. En cuanto al mármol del miembro Zenda, DENGO (1951, p. 55) y CHARLTON (1964) sugieren un origen arrecifal, mientras que NAVARRO et al. (1988) amplían la interpretación indicando que fueron formados en bancos carbonáticos de una plataforma continental de aguas someras. MARESCH (1974) y TALUKDAR y LOUREIRO (1982) interpretan que pudo haberse depositado en un margen tipo Atlántico de Sur América que se desarrolló durante el Jurásico por el rifting y separación de Norte y Sur América. OSTOS et al. (1987) y NAVARRO et al. (1988) basándose en sus modelos de evolución tectónica del norte de Venezuela, indican que esta unidad reúne todo el conjunto de facies asociadas al macroambiente de plataforma-talud-pié de talud. Espesor: Según DENGO (1951) el tramo inferior tendría 200 m, mientras que el superior de 400 a 900 m. Hay que hacer notar que los espesores que han sido expresados para las formaciones metamórficas de la cordillera de La Costa, que muchas veces muestran un intenso plegamiento isoclinal, son simplemente cifras referenciales, sin significado estratigráfico y han sido estimados tomando a la foliación regional como plano de referencia. Relaciones de campo: La opinión generalizada es que el contacto de esta formación con el Complejo de Sebastopol es discordante, si bien la fuerte meteorización de los afloramientos y la cobertura de urbanismo marginal en la zona tipo, hace que hoy en día no pueda observarse. La relación con las formaciones Antímano y Las Mercedes, ha sido considerada como concordantey/o transicional por DENGO (1951) y WEHRMANN (1972), entre otros, pero autores más recientes han identificado estos contactos como de fallas de corrimientos, si bien estructuralmente concordantes (URBANI et al., 1989b; OSTOS, 1990). Fósiles: La única referencia de fósiles que permiten el establecimiento de una edad específica, la presenta URBANI (1969, 1973), con el hallazgo de Exogira sp. aff., E. virgula (Defrance), un molusco característico del Kimmeridgiense, Jurásico tardío, tal como lo describe KAUFMANN (en DÍAZ DE GAMERO, 1969). Anteriormente WOLCOTT (1943) encontró moldes y secciones de fósiles provenientes de la quebrada 604 Care, cerca de Guatire, identificados como Pecten (Camponectes) sp. cf., C. indiduraensis, y C. bubonis?, además de otras especies no identificadas de Pecten sp., Pholadamya sp., Meretrix sp., Plicatula sp. y Lucina sp., correspondientes a una edad Jurásico-Cretácico. Edad: Los dos hallazgos paleontológicos indicados previamente señalan una edad Jurásico tardío el uno y Jurásico-Cretácico, el otro. Igualmente a raíz de los diversos modelos de evolución de la cordillera de La Costa, se considera como de edad Jurásico-Cretácico (NAVARRO et al., 1988). Correlación: La primera correlación de esta unidad fue establecida tentativamente por AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) con la Formación Río Negro, sin embargo, la diferencia de edades invalida dicha correlación. Con la Unidad Feldespática del Grupo Juan Griego en la isla de Margarita (VIGNALI, 1979). Importancia económica: Radica esencialmente en la explotación del mármol del miembro Zenda, que se utiliza como material de construcción (piedra picada) y ornamental. Sinonimia: Las Brisas, Conglomerado de, Esquistos de. Véanse: ZENDA, MIEMBRO; MICROCLÍNICO, GNEIS y CARACAS, GRUPO. VÁLIDO LAS CARPAS, PLUTÓN DE PALEOZOICO Estado Cojedes. MENÉNDEZ (1965) introdujo este nombre para designar uno de los cuatro plutones de trondhjemita expuestos en la parte sur del Complejo de El Tinaco, estado Cojedes. El nombre proviene del cerro Las Carpas que está formado por la unidad. El plutón intrusiona al Gneis de La Aguadita con un contacto gradacional y concordante con la roca caja. Las trondhjemitas que componen el núcleo son de color gris verdoso claro, textura granular hipidiomórfica, que localmente se hace gnéisica en los bordes del plutón. Véase: EL TINACO COMPLEJO DE. INFORMAL LAS COLONIAS, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Guárico. El nombre fue introducido informalmente por BECK (1986) para designar una unidad donde predomina la caliza, en contacto con las rocas metavolcánicas de la Formación Las 605 Hermanas, a través del frente de montañas del Guárico. URBANI et al. (1986), ALBERTOS et al. (1989) y URBANI (1996) la estudian en la zona de Agua Blanca, Parque Nacional Guatopo, estado Miranda. La localidad tipo se encuentra en el sitio de Las Colonias, al norte del río Orituco, Parque Nacional Guatopo, estado Guárico (BECK, 1986), (Hoja Nº 6946, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Forma una estrecha franja discontinua entre las rocas del Grupo Villa de Cura (Formación Las Hermanas), al norte, y otras unidades sedimentarias hacia el sur, en el frente de montañas en los estados Guárico, Miranda y Aragua. Según el mapa regional de BECK (1986) aparece en la localidad tipo, pero otros cuerpos de calizas similares aparecen en pequeños cuerpos dispersos, a saber: a 12 km al este de Quiripital, e inmediatamente al sur del mismo poblado (que denomina Calizas del Río Lagartijo); entre Valle Morín y Las Ollas, y el cuerpo más occidental que cartografía, lo ubica en el río Pao al oeste de San Sebastián, Aragua. ALBERTOS et al. (1989) y URBANI (1996) estudian un pequeño cuerpo al sur del puesto guardaparques de Agua Blanca, Parque Nacional Guatopo, estado Miranda. BECK (1986) la describe como una caliza masiva de color gris claro, con lentes centimétricos de ftanita gris, en sección fina observa una acumulación de foraminíferos planctónicos en una matriz microespática.ALBERTOS et al. (1989) amplían la descripción señalando que está constituida de calizas de color gris claro a oscuro, con laminación paralela incipiente, de aspecto recristalizado, intercaladas con algunas areniscas y limolitas de grano muy fino, de color gris claro, calcáreas. Son calizas de tipo lodoso, con la matriz recristalizada a micrita y seudoespato. Los fósiles son radiolarios y foraminíferos planctónicos que se disponen paralelos a la laminación. Las calizas fueron depositadas en un ambiente hemipelágico (M. FURRER, en ALBERTOS et al., 1989). En la zona de Agua Blanca, Guatopo, ALBERTOS et al., (1989) indican un espesor de 115 m), pero por estar en contacto de falla con las rocas adyacentes se desconoce el espesor total original. No presenta características distintivas en este respecto con relación a las unidades adyacentes, si bien en la zona selvática de Guatopo, a veces se reconoce la presencia de esta unidad, por los depósitos de travertino (calcita) en las laderas y quebradas adyacentes a sus afloramientos. Esta unidad se encuentra sobrecorrida al norte por las rocas de la Formación Las Hermanas del Grupo Villa de Cura, su contacto sur también es de falla con la Formación Garrapata y otras unidades sedimentarias. BECK (1986) reporta varias especies de foraminíferos planctónicos del género Globotruncana. Adicionalmente M. FURRER (en ALBERTOS et al., 1989) identifica Globotruncana sp., Heterohelix sp. y Globigerinelloides sp. BECK (1986) le asigna una edad Santoniense-Coniaciense, mientras que ALBERTOS et al. (1989) indica una edad Cretácico tardío. No se ha correlacionado con otras unidades. VÁLIDO LAS COSOIBAS, GNEIS DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. 606 Referencias: MENÉNDEZ (1972) designa con este nombre, a una de las unidades de gneis del Complejo de Supamo, que aflora en la parte noreste de la región de Guasipati. Localidad tipo: Curso superior de la quebrada Las Cosoibas, distrito Roscio del estado Bolívar. (Hojas Nº 7838 y 7839, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Tiene extensión local. Ocupa una faja alargada en sentido norestesureste, entre el cerro Merecure al oeste y la altiplanicie de Nuria al oeste, en la región de Guasipati. Descripción litológica: La unidad consiste en paragneises cuarzo-feldespático-biotíticos, bandeados en capas de diferente granulidad y con espesores variables entre 10 cm y 2 m, que suelen estar separados por láminas muy ricas en biotita. El bandeamiento está definido por la diferente concentración de biotita de grano fino, en láminas de pocos milímetros, hasta algunos centímetros de espesor; los paragneises alternan con menos proporción de capas localmente lenticulares de anfibolita y gneises hornabléndicos, y exhiben textura granoblástica; las láminas de biotita de grano fino, están orientadas paralelamente al bandeamiento, por granulosidad; el cuarzo constituye hasta el 50% de las bandas de grano fino, y la plagioclasa hasta el 70% de las bandas de grano grueso. La mineralogía más común es como sigue: plagioclasa (40-70%), microblenda azul verde (0-15%), epidoto (110%), muscovita (0-5%). Ambiente tectónico y petrogénesis: Las rocas de la unidad han sido metamorfizadas bajo las condiciones de las subfacies cianita-almandina-muscovita, de la facies de anfibolita almandínica; el paralelismo de las láminas ricas en biotita con las capas de anfibolita de su riqueza en cuarzo, sugieren una derivación supracortical sedimentaria o volcánica (MENÉNDEZ, 1972), aunque con base a estudios de KLAR (en MENÉNDEZ, 1994) dedujo que no es descartable un origen ígneo para la unidad, al menos parcialmente. Relaciones de campo: El Gneis de Las Casoibas está en contacto concordante y transicional con zonas de migmatitas hacia el oeste, que la separan de las tronhjemitas del Complejo de Supamo, que constituye el domo de San Felipe y las anfibolitas de Carichapo que afloran en el cerro de Merecure. Al este se encuentra intrusionada por cuarzo monzonitas que afloran en el borde oeste de la Altiplanicie de Nuria (MENÉNDEZ op. cit.). Edad: KLAR (op. cit.) señala una edad U/PB DE 2085 ± Ma a partir de análisis isotópicos de concentrados de zircón de algunas muestras del Gneis de Santa Cruz y del Gneis de Las Cosoibas, y sugiere una edad de cristalización de 2100 Ma., si las unidades son de origen ígneo o una edad máxima de 2300 Ma en la fuente, si son de origen sedimentario. Correlación: La unidad es litológicamente semejante a los gneises de Santa Cruz y de Oronato, constituyentes también del Complejo de Supamo. 607 VÁLIDO LAS CRUCES, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957), introdujeron este término para designar el segundo miembro en orden estratigráfico ascendente de los siete que componen su Formación Cazadero, compuesto de 30 m de calizas limolíticas bien estratificadas de color gris plomo con abundantes microfósiles, que meteorizan a amarillo ocre. Según ROD (1959) el Miembro Metreros, más arriba en la sección, representa una repetición por sobrecorrimiento del Miembro Las Cruces, pero esto fue posteriormente negado por VON DER OSTEN (1967). El nombre Formación Cazadero ha sido sustituido por el de Formación Barquisimeto, y sus miembros incluidos dentro de esta formación. INVÁLIDO LAS FLORES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. SUTTON (1946) dividió en dos unidades a la sección eocena en la parte norte del lago de Maracaibo, situada por debajo de la "Formación Ambrosio" y por encima de la Formación Misoa o Guasare. Estas son las formaciones Las Flores (superior) y Potreritos (inferior). SUTTON señaló los respectivos conjuntos de minerales pesados como única diferenciación entre ambas, criterio que es inválido para definir unidades litológicas (ACSN, 1961, Arts. 4, 5). Además, las relaciones con las formaciones Paují, Misoa y El Mene, postuladas por SUTTON, son incomprensibles a la luz de los conocimientos actuales sobre el Lago de Maracaibo. SCHAUB (1948) analizó críticamente esta nomenclatura y YOUNG (1961) señaló que "la mayoría de las empresas han abandonado el uso de los términos Las Flores y Potrerito debido a su ambigüedad". INVÁLIDO LAS GUAYANAS, COMPLEJO BASAL DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. AGUERREVERE et al. (1939) emplearon este término para designar el complejo de rocas ígneas y metamórficas de edad "muy antigua" sobre el cual se depositó la extensa secuencia de la Formación Roraima. La descripción de los autores abarca unidades mejor descrita posteriormente. Véase: PASTORA, SUPERGRUPO y SUPAMO, COMPLEJO. 608 VÁLIDO LAS HERMANAS, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Aragua. Referencias: Las rocas volcánicas y volcanoclásticas que afloran al norte y noreste de San Sebastián, estado Aragua, fueron asignadas a la Formación Tiara por SHAGAM (1960) y PIBURN (1967). GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) señalan la necesidad de separar las rocas volcánicas de la zona de Tiara y las de San Sebastián. NAVARRO (1983, 1985) estudia las rocas de las cercanías de San Sebastián y las asigna a su "Unidad de lavas, brechas y tobas" que correlaciona con la Formación Tiara. GIRARD (1981) y GIRARD et al. (1982) emplearon informalmente el nombre de Formación Las Hermanas para estas rocas, posteriormente BELLIZZIA (1986) resume la información aportada por estos autores. LOUBET et al. (1980, 1985), SAGNA et al. (1988) y LAR (1992) realizan estudios geoquímicos y geocronológicos K-Ar en rocas de esta localidad y las denominan informalmente como Volcánicas de Tiara Sur, reconociendo diferencias con las rocas de la zona de Tiara propiamente dicha, que denominan Volcánicas de Tiara Norte. BECK (1988, 1989) utiliza el nombre erróneo de Formación Dos Hermanas. VET, (1970), GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) y NAVARRO et al., (1987, 1988), recomiendan que esta unidad anteriormente denominada Formación Tiara en la zona de San Sebastián, se considere parte integrante del Grupo Villa de Cura. Localidad tipo: Curso medio de la quebrada Las Hermanas a 8 km al noreste de San Sebastián, Aragua. (Hoja Nº 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: GIRARD (1982) y NAVARRO (1983) cartografían estas rocas en la zona norte, noreste y este de San Sebastián en el estado Aragua. BECK (1986) bajo el nombre de Formación Dos (sic.) Hermanas continúa su cartografía, reconociéndola en una franja casi continua, desde la localidad tipo, luego a unos 6 km al noreste de Valle Morín, pasando por Las Ollas, Quiripital y río Orituco en Guatopo. URBANI et al. (1991) extiende su cartografía en la parte sur del Parque Nacional Guatopo en los estados Miranda y Guárico, con una franja de unos 55 km por 10 de ancho, estando los últimos afloramientos en un cuerpo aislado en los cerros cercanos al poblado de San Ignacio, cerca de El Guapo, Miranda. JARVIS (1966), KONIGSMARK (1965), GONZÁLEZ y PICARD (1971, 1972) (compilado en BELLIZZIA et al., 1976) presentan la cartografía geológica de la "Formación Tiara" en una franja discontinua al sur de la Serranía del Interior, desde cerca de los Morros de San Juan, estado Guárico, hasta el norte del estado Cojedes, donde por sus características litológicas y mineralógicas puede interpretárseles como pertenecientes a la actual Formación Las Hermanas. Descripción litológica: PIBURN (1968) presenta una descripción detallada de esta unidad precisamente en la localidad tipo de San Sebastián, dividiéndola en dos miembros, uno inferior compuesto predominantemente de metaconglomerado volcánico grueso, mal escogido, contentivo de fragmentos redondeados a subredondeados de lava porfirítica 609 vesicular, rica en plagioclasa y piroxeno. En su miembro superior señala la presencia de toba lítica, formadas por fragmentos de toba con plagioclasa, trozos vesiculares, metalava con o sin estructura almohadillada, flujos sin estructuras y ftanita en niveles discontinuos. GIRARD et al. (1982) describe la formación como constituida por metalava básica, a veces almohadillada, metatoba y metaconglomerado volcánico. La metalava tiene de textura porfirítica, compuesta por microfenocristales de plagioclasa albitizados y abundantes cristales de clinopiroxeno. La metatoba está frecuentemente sausuritizada con la matriz formada por microlitos de plagioclasa y palagonita. Las vesículas están rellenas por clorita y calcita. Las rocas en general, se presentan afectadas por un metamorfismo de la facies de la prehnita-pumpellita. NAVARRO (1983) describe para esta unidad metatobas, metalavas y metaaglomerado. Las metatobas se clasifican como de ceniza y de lapilli. Las metalavas presentan textura almohadillada y los minerales esenciales constituyentes son plagioclasa y clinopiroxeno. El metaaglomerado está constituido por fragmentos angulares cuyo diámetro es superior a los 10 cm y son de composición variable (metatobas, metalavas, etc.), la matriz es frecuentemente de ceniza volcánica. Las asociaciones mineralógicas corresponden a un metamorfismo en la zona de la prehnita-pumpellita. URBANI et al. (1991) estudian la zona de Guatopo donde ésta formación se distingue del Grupo de Villa deCura por su carácter masivo y carencia de estructuras planares, con predominio de metalavas andesíticas. Así mismo se pueden cartografiar dos subunidades: a) Una con predominio de metatoba piroxénica (volcanoclástica proximal), y b) otra con metalava, metatoba y metabrecha piroxénica-anfibólica-plagioclásica (arco volcánico). Esta última subunidad es la más semejante a las rocas de la localidad tipo en San Sebastián. Espesor: BECK (1985, 1986) estima un espesor de 1500 m en la localidad tipo. Relaciones de campo: Han habido discrepancias al definir los contactos entre las rocas de las formaciones Las Hermanas y Santa Isabel del Grupo de Villa de Cura, a saber: discordante sobre la Formación Santa Isabel (SHAGAM, 1960, p. 626), estratigráficamente concordante (PIBURN, 1967), contacto tectónico (NAVARRO, 1983), no definido (LOUBET et al., 1985) y estratigráfico (BECK, 1986). En el mapa geológico de OSTOS (1990-b) se muestra el contacto entre las formaciones Las Hermanas y Santa Isabel como de falla de corrimiento. En la región de Guatopo, URBANI et al., (1991) indican que en la parte norte de la zona de afloramientos de la Formación Las Hermanas, ésta es sobrecorrida por las rocas del Grupo Villa de Cura sin diferenciar, mientras que hacia el sur, es ésta Formación quien sobrecorre las rocas sedimentarias de la faja piemontina de la cordillera de La Costa (Caliza de Las Colonias y formaciones Garrapata y Guárico). A su vez el Complejo de Apa, constituido mayoritariamente por rocas ultramáficas está en contacto de falla (transcurrentes, normales y de corrimiento) con las rocas de la Formación Las Hermanas. Fósiles: No se han hallado. Edad: PIBURN (1968) cita una determinación de edad K-Ar de 100±10 Ma en un metatobade su miembro inferior. LOUBET et al. (1985) reportan dos determinaciones de edad K-Ar en plagioclasas de 119±4 y 112±4 Ma. BECK (1986, p. 281) aporta cuatro 610 nuevas edades mucho más jóvenes para la Formación Las Hermanas, tres en la base del Eoceno y una cuarta en el límite Eoceno-Oligoceno, así mismo pone en duda las edades aportadas por LOUBET et al. (1985) sugiriendo que las plagioclasas hayan estado transformadas. En la leyenda de su mapa geológico regional la considera como del Cretácico "medio". En vista de las divergencias en las interpretaciones, se prefiere asignarle una edad Cretácico sin diferenciar. Correlación: Los autores que la han estudiado no postulan ninguna correlación. Geoquímica y paleoambiente: Los estudios geoquímicos llevados a cabo por LOUBET et al. (1980, 1985), GIRARD et al. (1982), NAVARRO (1983, 1985), BECK (1985, 1986), NAVARRO (1983) y OSTOS y NAVARRO (1986) concuerdan en interpretar que esta rocas han sido formadas en un ambiente de arco de islas. Las muestras estudiadas por BECCALUVA et al. (1995, p. 8; 1996) indican una composición basáltica-andesítica con una afinidad de serie de arco toleítico transicional (IAT) y calcoalcalino (CA). Sinonimia: Volcánicas de Tiara Sur de LOUBET et al. (1980, 1985); Unidad de Lavas. Véase: VILLA DE CURA, GRUPO. INFORMAL LAS HERNÁNDEZ, ARCILLAS DE, CAPAS DE, CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Nueva Esparta. Términos informales aplicados por SELLIER DE CIVRIEUX (1959) y BERMÚDEZ (1966), al actualmente aceptado Miembro Las Hernández, de la Formación Cubagua, en Margarita oriental (Paraguaychoa, isla de Margarita). Véanse: LAS HERNÁNDEZ, MIEMBRO y CUBAGUA, FORMACIÓN. VÁLIDO LAS HERNÁNDEZ, MIEMBRO (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Nueva Esparta. SELLIER DE CIVRIEUX (1959) describió sedimentos pelíticos-calcáreos, expuestos en un corte de carretera cerca del caserío Las Hernández, en la parte occidental de Margarita oriental (Paraguaychoa), con el nombre de Arcillas Margosas de Las Hernández. BERMÚDEZ (1966) modificó el término a Capas de Las Hernández, que consideró como miembro superior de la Formación Cubagua en Margarita, corrigiendo laidentificación micropaleontológica de SELLIER DE CIVRIEUX (op. cit.). 611 Consiste en arcillas margosas no consolidadas, algo limosas y limolíticas, de color crema amarillento y anaranjado, que afloran en el cruce de las carreteras Porlamar-Punta de Piedras, con la carretera de Macanao. Su rica macrofauna de foraminíferos planctónicos, la incluye en la zona de Globorotalia margaritae del Plioceno temprano (HUNTER, 1978-a). El tratamiento de miembro es confirmado por HUNTER (op. cit.), quien demuestra la continuidad bioestratigráfica entre los miembros de la Formación Cubagua en la isla de Margarita. En la segunda edición del Léxico Estratigráfico se considera esta unidad, como informal. Véanse: CUBAGUA, FORMACIÓN y LA GÜICA, MIEMBRO. INVÁLIDO LAS LAJAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. GARNER (1926) nombró originalmente esta unidad, con localidad tipo en el caserío Las Lajas, 8 km al sur de Sabaneta en la carretera que conduce a Agua Clara, estado Falcón, para designar sedimentos pertenecientes a la parte superior de la Formación Cerro Pelado de uso actual. Véase: CERRO PELADO, FORMACIÓN. INFORMAL LAS LOMAS, ARENAS DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Referencias: El nombre de Las Lomas aparece por primera vez en la literatura en la descripción de la Formación Cerro Pelado por GONZÁLEZ DE JUANA (1937) en la región de Cumarebo. LIDDLE (1946) menciona el "horizonte de areniscas Lomas" como un nombre local de la Formación Socorro en la región cercana a Coro. PAYNE (1951) establece un "miembrode arenas Lomas" en el tope de su Formación Ricoa. WEINGEIST (EN LEV, 1956) considera la arena de Las Lomas como el miembro superior de la Formación Querales en el área de Cumarebo. GALEA (1976) estudia el miembro Las Lomas de la Formación Querales al sur de Guaibacoa. DÍAZ DE CAMERO et al. (1988) consideran inválido el Miembro Las Pilas por coincidir con la definición de la Formación Querales y mencionan que la situación del Miembro Las Lomas, como término estratigráfico formal, es difícil de precisar. Las arenas de Las Lomas reconocidas desde hace muchos años como unidad litológica bien diferenciada al sur de Cumarebo, puede 612 considerarse como unidad estratigráfica informal. GIFFUNI et al. (1992) estudian, en el área de Cumarebo, la Formación Agua Salada donde está incluida la unidad arenosa Las Lomas. DÍAZ DE GAMERO (1996) interpreta las arenas de Las Lomas como clásticos de agua profunda, derivados del sistema deltaico representado por la Formación Socorro, al oeste. Véanse: QUERALES, FORMACIÓN; AGUA SALADA, FORMACIÓN y RICOA FORMACIÓN. INVÁLIDO LAS LOMAS, ARENISCA DE, PAQUETE DE, CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos términos informales, empleados por LIDDLE (1946) y GONZALEZ DE JUANA (1937-a, b), respectivamente, designan al Miembro de Arena Las Lomas, de uso actual. Véase: LAS LOMAS, MIEMBRO DE ARENA. INVÁLIDO LAS MARITES, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Nueva Esparta. Este término informal fue publicado por SELLIER DECIVRIEUX (1959) para designar los afloramientos miocenos en El Yaque y Las Tejitas, estado Nueva Esparta, hoy incluidos en la Formación La Tejita. Véase: LA TEJITA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LAS MERCEDES, ESQUISTO DE MESOZOICO (Jurásico-Cretácico?) Estado Miranda. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) introducen este nombre para una secuencia de esquisto calcáreo-grafitoso de la parte central de la cordillera de La Costa, posteriormente, en 1938, la elevan a rango formacional y así se ha utilizado posteriormente. 613 Usando los criterios actuales de nomenclatura de unidades metamórficas, este término original e inválido es más apropiado que el usual y válido de "Formación", pero se requiere que algún autor lo redefina formalmente. Véanse: LAS MERCEDES, FORMACIÓN; CARACAS, GRUPO. VÁLIDO LAS MERCEDES, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Miranda. Referencia: AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) introducen el nombre de Esquistos de Las Mercedes para designar una extensa zona de afloramientos de esquisto calcáreografitoso en la región de Caracas, posteriormente en 1938 los mismos autores lo elevan a rango de formación y designaron Caliza de Los Colorados, una caliza oscura, de estratificación delgada en la parte superior de la formación. Dada su monótona litología ha sido descrita en diversas localidades de la cordillera de La Costa sin mayores cambios: DENGO (1950, 1951), SMITH (1952), MCLACHLAN et al. (1960), FEO CODECIDO (1962), KONISGSMARK (1964), OXBURGH (1965), MENÉNDEZ (1965), SEIDERS (1965), BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968), MORGAN (1969), RODRÍGUEZ (1972), WERHMANN (1972), URBANI y QUESADA (1972), ASUAJE (1972), GONZÁLEZ (1972), BECK (1986), CANTISANO (1989) y URBANI et al. (1989a, b). Localidad tipo: Antigua hacienda Las Mercedes al este de Caracas, estado Miranda, hoy urbanizaciones Las Mercedes y Valle Arriba. (Hoja Nº 6747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). WEHRMANN (1972) propone como sección de referencia a la carretera PetareSanta Lucía, donde está expuesta una sección casi continua hasta su transición con la Formación Chuspita. Igualmente hay una sección bien expuesta en la autopista CaracasValencia, en el tramo Hoyo de La Puerta-Charallave. Extensión geográfica: Aflora en una extensa franja, fundamentalmente al sur de la fila Maestra de la cordillera de La Costa, entre Carenero, estado Miranda, hasta el estado Cojedes. Descripción litológica: AGUERREVERE y ZULOAGA (1937, 1938) la define como esquisto principalmente calcáreo, con zonas micáceas. Según WEHRMANN (1972) la litología predominante consiste en esquistocuarzo-muscovitico-calcítico-grafitoso con intercalaciones de mármol grafitoso en forma de lentes, que cuando alcanza gruesos espesores se ha denominado "Fase Los Colorados". WEHRMANN (1972) menciona la presencia de metaconglomerado en su base, esquisto clorítico y una sección en el tope de filita negra, con nódulos de mármol negro, de grano muy fino, similares a las calizas de las formaciones La Luna y Querecual. Este mismo autor indica que la formación se hace más cuarcífera y menos calcárea en su transición hacia la 614 Formación Chuspita. SEIDERS (1965) menciona además, metaarenisca pura, feldespática y cuarcífera, de estratificación de grano variable, a veces gradada. En la zona de Valencia-Mariara, estado Carabobo, URBANI et al. (1989a) cartografían dos subunidades. La mayoritaria de esquisto calcítico-grafitoso y mármol, con una asociación mineralógica de cuarzo, calcita, muscovita, albita, grafito, clorita y epidoto. Una segunda subunidad minoritaria de cuerpos de mármol masivo, contentivo de calcita, cuarzo, muscovita, grafito y albita. En la zona de La Sabana-Chirimena-Capaya, Distrito Federal y Miranda, URBANI et al. (1989b) reconocen cuatro unidades cartografiables, la primera y mayoritaria de esquisto grafitoso y mármol, así como de mármol, de metaconglomerado cuarzo-feldespático-calcáreo, de metaconglomerado y metaarenisca y de esquisto albíticografitoso. Todas estas rocas corresponden a un metamorfismo de bajo grado en la facies de los esquistos verdes, zona de la clorita. Relaciones de campo: La mayoría de los autores hasta los años 70 han considerado el contacto entre las formaciones Las Mercedes y Las Brisas, como concordantes y de tipo sedimentario. Mientras que autores más recientes consideran que es de tipo tectónico conservando el paralelismo en la foliación en ambas unidades (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). En la zona de la Colonia Tovar, OSTOS (1990), señala que el contacto de la Formación Las Mercedes con el Augengneis de Peña de Mora y el Gneis de Colonia Tovar, puede ser interpretado tanto como una falla normal de bajo ángulo, o como un contacto sedimentario original. El contacto con la Formación Las Brisas lo interpreta como de corrimiento. El mismo autor señala que, en el estado Cojedes, la Peridotita de Tinaquillo está en contacto con la Formación Las Mercedes a través del corrimiento de Manrique. CANTISANO (1989) en su estudio de la zona de Mamera, Distrito Federal, indica que el contacto entre las formaciones Las Mercedes y Antímano corresponde a una falla de corrimiento. El contacto con la Formación Chuspita parece ser transicional (SEIDERS, 1965). Fósiles: Diversos hallazgos de fósiles han sido reportados en esta Formación: MACKENZIE (1966) encuentra un gasterópodo (Nerinea sp.); OXBURGH (1965) encuentra un fragmento de amonite; MORGAN (1969) halla fragmentos de pelecípodos, gasterópodos y foraminíferos no identificables; URBANI (1972) reporta fragmentos de equinoides; FURRER y URBANI (1973) indican foraminíferos de la familia Ophtalminidae y otros fragmentos no identificables; SPENA et al. (1977) reporta fragmentos de pelecípodos, gasterópodos, equinoides y algas posiblemente de los géneros Acicularia, Cyanophyta, Cayeuxia. (Véase revisión en URBANI, 1982). La mayoría de ellos sugerentes de un ambiente de aguas marinas poco profundas, con fragmentos que parecen haber sido retrabajados por las olas. Edad: Estas asociaciones de fósiles poco diagnósticas sólo permiten sugerir una edad Mesozoico, sin diferenciar. Correlación: Por su similitud litológica se ha correlacionado con la Formación de Aroa en el estado Yaracuy, así como con la Formación Carúpano en la península de Paria. Tanto AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) como autores posteriores (e.g. WEHRMANN, 615 1972), proponen su correlación con las formaciones La Luna y Querecual, inclusive NAVARRO et al. (1988) afirman que la única diferencia entre las unidades litoestratigráficas "Formación Las Mercedes" y "Grupo Guayuta" lo constituye el metamorfismo, ya que representan facies semejantes en tiempo y ambiente. También ha sido correlacionada con la Unidad No-Feldespática del Grupo Juan Griego en la isla de Margarita (VIGNALI, 1979). Paleoambiente: TALUKDAR y LOUREIRO (1982) sugieren un ambiente euxínico en una cuenca externa a un arco volcánico, donde la estructura finamente laminada de la caliza, indica la sedimentación en un ambiente pelágico. NAVARRO et al. (1988) interpretan que esta Formación se formó en un ambiente de facies pelágicas de sedimentación oceánica en las cuencas del Caribe y de Altamira. Los escasos restos de fósiles hallados indican ambientes más someros, pero es probable que sean retrabajados y hayan sido acarreados a los ambientes pelágicos por corrientes de turbidez. Importancia económica: En la zona del cerro El Dorado, Capaya, estado Miranda, principalmente en o cerca del contacto entre cuerpos de mármol y el esquisto circundante, ocurre un depósito de hematita especular, donde se ha cubicado cerca de medio millón de toneladas métricas de mena de hierro de aproximadamente 51% de Fe (URBANI, 1977; RODRÍGUEZ. 1986), Sinonimia: Las Mercedes, Esquistos de. Véanse: LOS COLORADOS, CALIZA DE y CARACAS, GRUPO. VÁLIDO LAS PAILAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío-Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. Referencias: Este nombre fue publicado originalmente por CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) para designar la unidad más antigua del Grupo Cabo Blanco. WEISBORD (1957) describió la unidad y mostró su extensión en un mapa del grupo Cabo Blanco. BERMÚDEZ (1966) asignó la unidad provisionalmente al Mioceno medio-tardío. Localidad tipo: Quebrada Las Pailas, región de Cabo Blanco, con sección tipo a lo largo de la quebrada, desde su desembocadura hasta un punto, situado 2,6 km al oeste. Extensión geográfica: La Formación Las Pailas y todo el Grupo Cabo Blanco está limitada a la región de Cabo Blanco, Distrito Federal. Descripción litológica: La Formación Las Pailas consiste en conglomerados y areniscas no fosilíferas de origen no marino, que presentan indicios locales de estratificación cruzada, de colores gris y verdoso y en los afloramientos se nota un color blanquecino por 616 meteorización, en contraste con los colores pardo amarillentos de la Formación Playa Grande suprayacente. Localmente contiene capas carbonosas con restos de hojas y troncos, así como granos de polen (BERMÚDEZ y FUENMAYOR, 1962). Según PICARD y GODDARD (1975), la parte inferior está compuesta de lodolitas, limolita y arenisca fina, intercalada con areniscas gruesas y conglomerados; la parte superior consiste principalmente de conglomerados y areniscas gruesas con intervalos ocasionales de sedimentos finos. La Formación Las Pailas parece representar una sedimentación de conos aluviales piemontinos cuyos sedimentos se derivan de las rocas metamórficas y metasedimentarias del Grupo Caracas, retrabajados activamente en la línea de playa. Estos sedimentos fueron rellenando la línea de costa y progresivamente se desarrollaron drenajes de carácter fluvial de menor pendiente originando pequeñas lagunas costeras, como parece indicar la presencia local de capas carbonosas con restos de troncos, hojas y granos de polen. Espesor: WEISBORD (1957) midió 375 m de espesor estimando que puede ser mayor. Relaciones de campo: La unidad se presume suprayacente a las rocas metamórficas del Grupo Caracas, ya que el contacto inferior no se ha observado. El contacto superior con el Miembro Catia de la Formación Playa Grande, es de discordancia angular, con diferencias de hasta 40º en los buzamientos. Fósiles: No se han encontrado restos de fósiles en la formación. Edad: La Formación Las Pailas se asigna provisionalmente al Plioceno, con base, principalmente, a sus relaciones con la Formación Playa Grande, suprayacente, la cual se ubica en el Pleistoceno. CATI et al. (1968) y BOLLI y PREMOLI SILVA (1973), consideran que la Zona de Globorotalia truncatulinoides de la parte inferior de la Formación Playa Grande abarca todo el Pleistoceno (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980) y de acuerdo a estas consideraciones, la Formación Las Pailas corresponde al Plioceno tardío-Pleistoceno temprano. Correlación: BOLLI y KRAUSE (1964), indican una posible correlación con las capas de La Sabana, que contienen una fauna de foraminíferos comparable con la de la Formación Carenero, y se asignan al Mioceno tardío o Plioceno. PICARD y GODDARD (1975), estiman que las capas de La Sabana de gravas fluviátiles con lodolitas guijarrosas y frecuentes capas laminadas con niveles de ferrolita, pueden representar una sedimentación Plio-Pleistoceno de conos aluviales piemontinos de la cordillera, tal como son los sedimentos aluviales en Macuto, Naiguatá, etc. Las capas de La Sabana se encuentran en la Formación La Playita, de edad Plioceno tardío-Pleistoceno, y es correlacionable con la Formación Las Pailas de edad similar. INFORMAL LAS PALMAS, ARENA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) 617 Estado Zulia. Este término fue empleado por MILLER y SANJUÁN (1963) para designar una arena petrolífera menor de la sección eocena en el subsuelo en el campo petrolífero de Boscán, estado Zulia. INVÁLIDO LAS PEÑAS, ARENISCA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Anzoátegui. De acuerdo con SALVADOR (1964-b), GONZALEZ DE JUANA et al., (1938-a) emplearon este término para designar afloramientos de la Formación Los Jabillos en una fila de cerros (fila de Catuaro) que separa los valles de los ríos Neverí y Naricual, al norte de las minas de carbón de Naricual, estado Anzoátegui. El término no ha vuelto a aparecer en la literatura, y se considera como sinónimo del nombre "Los Jabillos". Véase: LOS JABILLOS, FORMACIÓN. VÁLIDO LAS PIEDRAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Estado Monagas. Referencias: La primera referencia publicada de la Formación Las Piedras es de GONZÁLEZ DE JUANA (1946). El término fue establecido por HEDBERG y SASS (1936) describieron la sección tipo original en el Pozo Las Piedras No. 1. HEDBERG (1950) describió la formación como parte del Grupo Sacacual. HADLEY (1956) y DE SISTO (1961) describieron los miembros Caicaíto y Prespuntal, SALVADOR (1961) recomendó la adopción del nombre Formación Las Piedras, y el rechazo del término Grupo Sacacual y de las formaciones Algarrobo, Pando y Campo Santo, hasta entonces usadas como correlativas o sinónimos de Las Piedras. Localidad tipo: Pozo Las Piedras No. 1, de la antigua concesionaria California Petroleum Corporation, entre 275 y 1280 m, intervalo que fue corregido por HEDBERG (1950) a 488 y 1235 m. Extensión geográfica: La formación aflora en la porción septentrional de los estados Anzoátegui y Monagas. En el subsuelo se extiende al este hasta Pedernales, estado Delta Amacuro y golfo de Paria. Hacia el sur, llega a las cercanías del río Orinoco en la faja petrolífera. 618 Descripción litológica: En la localidad tipo, la Formación Las Piedras consiste en areniscas micáceas, friables, de grano fino y colores gris claro a gris verdoso, interlaminada con lutitas gris a verdoso, arcilitas sideríticas, grises, lutitas Iigníticas y lignitos. También se encuentran algunas calizas arenosas duras y de color verde. El Miembro Prespuntal, en su localidad tipo, entre los km 67 y 70 de la carretera de Puerto La Cruz a San Tomé, entre San Mateo y Cantaura, contiene en su parte inferior areniscas conglomeráticas que pasan hacia arriba a areniscas laminadas, ferruginosas con limolitas y arcillas pardo-rojizas moteadas. En la parte superior predominan arcillas pardo-rojizas yesíferas, con ocasionales capas de arenisca en capas delgadas. El miembro Caicaíto, localizado entre los km 73 y 79 de la misma vía, consiste principalmente en arcilitas y limolitas gris azulado, que meteorizan a colores pardos, con intercalaciones de areniscas laminares localmente duras y calcáreas. Espesor: En la sección tipo, la formación tiene 1005 m de espesor, el cual aumenta hacia el eje de la cuenca de Maturín, hasta un máximo probable de 1370 m. Hacia los flancos de la cuenca, el espesor disminuye aproximadamente a la mitad. En cuanto a los miembros Prespuntal y Caicaíto, sus espesores en el área tipo, San Mateo-Cantaura, son de 457 y 305 m, respectivamente. Relaciones de campo: En la parte norte de la cuenca de Maturín, la Formación Las Piedras es concordante sobre la Formación La Pica. En el borde norte de la cuenca, la formación traslapa los límites de La Pica y yace con fuerte discordancia angular sobre unidades del Mioceno al Cretácico. En el flanco sur de la cuenca, yace concordantemente sobre la Formación Freites. En el área mayor de Oficina, el contacto ha sido establecido en la base de la Arena Tau, nombre aplicado localmente a la arena basal de la formación. En general, se emplea el criterio de fijar el contacto donde aparezcan las primeras capas de ambiente marino de la Formación Freites. En el extremo sur de la cuenca, cerca del río Orinoco, la formación yace posiblemente sobre el basamento ígneo metamórfico, al desaparecer la Formación Freites por acuñamiento (JAM y SANTOS, 1987). Fósiles: La Formación Las Piedras carece de fósiles. HEDBERG et al., (1947) mencionan muy raros ejemplares de Quinqueloculina fusca Brady, además de restos de peces, tenazas de cangrejos y plantas. Edad: Mioceno tardío a Plioceno. Correlación: Localmente, en el norte de Monagas, la formación correlaciona con la Formación Quiriquire. Hacia el este, equivale probablemente a la parte inferior de la Formación Paria. En Trinidad, las unidades equivalentes son las formaciones Taipero y parte superior de Springdale (área norte) y Erin y Morne Enfer. Importancia económica: Las arenas de la Formación Las Piedras son productoras de petróleo pesado en los campos de Orocual, Manresa y Pirital, en el norte del estado Monagas. 619 Sinonimia: Los términos Formación Algarrobo y Formación Campo Santo, hoy en desuso, eran sinónimos de La Formación Las Piedras. INVÁLIDO LAS PILAS, MIEMBRO (Formación Querales) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Estado Falcón. El término Miembro Las Pilas fue introducido por STAINFORTH (1962), para designar la parte inferior lutítica, de la Formación Querales, que incluye, según el mismo autor, un miembro arenoso superior denominado Las Lomas, en el área de Cumarebo. DIAZ DE GAMERO, et al. (1988) estudian en gran detalle la Formación Querales, en su área tipo de Falcón noroccidental, y declaran inválido este miembro, por corresponder exactamente a toda la Formación Querales de dicha región. Véanse: QUERALES, FORMACIÓN y LAS LOMAS, ARENAS DE. VÁLIDO LAS PLACITAS, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Coniaciense) Estado Cojedes. Referencias: MENÉNDEZ (1965) propuso este nombre para designar capas discordantemente suprayacentes al Complejo de Tinaco; el autor afirmó posteriormente que la Formación "Tucutunemo" (unidad carbonato-arcosa" de MENÉNDEZ, 1966) está sobrecorrida sobre la Formación Las Placitas. SEIDERS (1965) mostró una relación inversa en su cuadro de correlación y consideró a la Formación "Tucutunemo" como suprayacente a Las Placitas. Localidad tipo: Caserío Las Placitas, 2 km al sur del río Tinapú, en la parte central del área El Tinaco-El Pao, estado Cojedes. Extensión geográfica: Parte norte-central del estado Cojedes. Descripción litológica: En secuencia ascendente la unidad consiste de: metaconglomerados que gradan a filitas arenosas y areniscas puras calcáreas, líticas a feldespáticas, de color gris, grano medio a conglomerático y escogimiento moderadamente bueno; filitas negras que meteorizan en naranja grisáceo, carbonáceas y localmente calcáreas (60-70% de la formación); calizas negras, carbonáceas, densas y finamente cristalinas, en estratos delgados (5-15%); ftanitas estratificadas (0-10% ), comúnmente asociadas con las rocas metavolcánicas; metatobas actinolíticas estratificadas, de color azul verde grisáceo (0-20%) y cantidades menores de metalavas básicas. La unidad aparentemente se depositó en una 620 cuenca euxínica con actividad volcánica penecontemporánea. Posteriormente las rocas sufrieron metamorfismo regional hasta el grado de la facies del esquisto verde, subfacies cuarzo-albitamuscovita-clorita. Espesor: 400 metros. Relaciones de campo: La Formación Las Placitas es discordante sobre el Complejo de Tinaco; por efectos de sobrecorrimiento está recubierta por la "unidad carbonato-arcosa". Edad: Cretácico tardío (Cenomaniense-Coniaciense), inferida por su transición lateral a la Formación Querecual. Correlación: La Formación Las Placitas representa una facies intermedia entre las formaciones Querecual y "Aragüita". Puede correlacionarse también con las formaciones Mapuey y parte de La Luna en Venezuela centro-occidental, y es equivalente parcial probable de la Formación Pilancones. VÁLIDO LAS QUESERAS, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: El término fue publicado originalmente por ESPEJO (1974) para designar un cuerpo granítico de forma ovalada que aflora en las inmediaciones del hato Las Queseras en la parte noroccidental de la región El Manteco-Gurí. Localidad tipo: El autor no hace mención de sección tipo para la unidad. El plutón está ubicado en la Hoja Nº 7638, escala 1:100.000, Cartografía Nacional, municipio autónomo Piar del estado Bolívar. Descripción litológica: La roca es de grano grueso a medio, color gris claro, pobre en máficos, generalmente con foliación hacia los bordes del cuerpo; hacia su parte central exhibe marcada lineación mineral. Presenta textura hipautomórfica granular con plagioclasa, cuarzo y microclino. La plagioclasa es albita-oligoclasa casi inalterada, anhedral a subhedral. El feldespato potásico es microclino en cristales anhedrales, menores de 03 mm., o con desarrollo de microclino-pertita. El máfico es biotita en cantidades menores a 8 % y hasta 12 % en los bordes del plutón. Como accesorios, contiene esfena, apatito y óxido de hierro. El bajo contenido de máficos y la composición de la plagioclasa permite clasificarlo como granito alaskítico (ESPEJO, op. cit.). Ambiente tectónico y petrogénesis: Según ESPEJO (1974), los caracteres mineralógicos y químicos de esta roca, las estructuras miarolíticas y sus relaciones estructurales y metamórficas con la roca caja, indica que es un granito emplazado a poca profundidad en un ambiente cratónico relativamente frío y estable. Podrían representar intrusiones 621 postectónicas relacionadas con diferenciación a profundidad, de una última removilización de las rocas del Escudo, que afectó principalmente la parte oriental de la Guayana venezolana. Este evento anorogénico es designado por ESPEJO y SANTAMARIA (1974) como evento plutónico El Manteco. Relaciones de campo: El granito intrusiona rocas del Complejo de Supamo hasta los niveles inferiores de la secuencia volcano-sedimentaria; se encuentra abundante xenolitos de trondhjemitas procedentes del complejo en la zona de contacto. Extensión geográfica: Aflora sobre un área de unos 35 km2 en la parte nor-occidental de la región El Manteco-Gurí; en las inmediaciones del hato Las Queseras. Pequeños cuerpos de granito alaskítico, que afloran, uno en la quebrada Morichal Ancho al norte del plutón principal, y otro 4 km al oeste del hato La Australia, podrían representar apófisis de la intrusión principal. Edad: Precámbrico. Se determinó una edad aproximada de 1480 Ma (ESPEJO y SANTAMARIA, 1974) por K/Ar en roca total y en biotita provenientes de la unidad. VÁLIDO LAS TRINCHERAS, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: El término fue introducido por TEPEDINO (1985) para designar una roca de composición granítica que aflora en el curso bajo del río Caura, estado Bolívar. Localidad tipo: Se toma como sección de referencia el curso bajo del río Caura, desde el caserío de Puerto Cabello al norte, hasta 5 Km. aguas arriba de la boca del caño La Juana al sur, municipio autónomo Sucre del estado Bolívar (Hoja Nº 7236, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: La roca es de composición granítica, de grano fundamentalmente grueso, masiva a foliada, biotítica, porfídica, con fenocristales feldespáticos de unos 2-3 cm de diámetro promedio, excepcionalmente hasta de unos 6 cm, los cuales presentan una sección elipsoidal. La unidad varía, en sentido norte-sur, de un granito de granularidad media y con foliación muy débil a un granito masivo y grueso. A medida que se avanza más hacia el sur, el granito es degrano más grueso, porfiroblástico, con buen desarrollo de "augens" y textura gnéisica definida por bandas biotíticas. En el borde sur del cuerpo el granito es de grano más fino y foliado. Ambiente tectónico y petrogénesis: TEPEDINO (op. cit.), observa que, salvo ciertas diferencias en porcentajes de Fe2O3, CaO, MgO y Na2O, la composición química promedio (elementos mayores) de rocas de la unidad y del Granito de Santa Rosalía es bastante similar y considera, en forma preliminar, que ambas unidades son comagmáticas. 622 Relaciones de campo: Este granito constituye el soporte de todas las elevaciones más o menos prominentes que se encuentran al este-noreste de la región de Jabillal, tales como cerro La Prisión, laja Los Gallitos y laja La Hormigosa. El Granito ocupa un área de afloramiento de unos 250 Km2 y su relieve topográfico se caracteriza por presentar numerosos topes de cerro de roca desprovista de vegetación. Edad: Precámbrico. TEPEDINO (op. cit.) sugiere que la unidad es comagmática con el Granito de Santa Rosalía. Importancia económica: Útil para la industria de la construcción (balastro, agregado para concreto, etc.) y como roca ornamental (pisos fachadas, columnas, etc.). VÁLIDO LAS VARAS, MIEMBRO (Formación Chiguana) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. MACSOTAY y CARABALLO (1976), separan las calizas coquinoides "formadas por un solo género de bivalvos" de BALDA (1960), junto con los horizontes calcáreosconglomeráticos superiores de la Formación Chiguana, con el nombre de Miembro Las Varas. El nombre procede del Cerro Las Varas, la colina de mayor elevación a lo largo de la carretera Campona-Chiguana, que constituye la sección tipo de la Formación Chiguana. El miembro se halla restringido a la misma área de la formación. Véase: CHIGUANA, FORMACIÓN INFORMAL LAS YEGUAS, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MARTÍN (en MENÉNDEZ, 1994) utiliza este término para describir someramente una secuencia constituida de gneises granulíticos que exhibe fuerte cataclasis y bandeamiento, atravesado por vetas pegmatíticas, localizada en la región Orinoco-Caroní-Aro-Paragua. MENÉNDEZ (1994) considera la unidad como parte del Complejo de Supamo. INFORMAL LATITA CUARCÍFERA, ASOCIACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) 623 Estado Cojedes. MARTÍN (1961) introduce este término, para designar y describir en detalle el vasto conjunto de rocas volcánicas, de colores rojo negruzco a rojo violáceo, que representa la parte superior del Grupo Volcánico de Guacamayas, con localidad tipo en cerro de El Oso y escotadura de La Segoviera, y que constituye gran parte de la fila de La Segoviera, al norte del pueblo de El Baúl, estado Cojedes. Estas rocas fueron descritas por BUCHER (1952) como "flujos de andesitas y lavas básicas" y por FEO CODECIDO (1954) como "traquitas porfídicas". El nombre es informal, tanto por no ser geográfico, como por emplear inadecuadamente el término "asociación", acuñado en años recientes para designar la unidad de rango inmediatamente superior al grupo. Se retiene provisionalmente para designar esta unidad de rango formacional, en espera de una nomenclatura formal adecuada. Las subdivisiones de la Asociación Latita Cuarcífera tienen categoría de miembros. Las rocas de esta unidad, que alcanzan un espesor medido máximo de 150 m (Cerro El Oso), se agrupan en las subunidades: Latita Cuarcífera de El Oso, una espesa sección de latitas porfídicas (traquita), felsíticas y tobas asociadas rojas, y Riolita Latítica de La Segoviera, flujos de lava porfídica que pasa a vacuolar al ascender en la sección, seguida de lava tobácea con abundantes estructuras primarias, y luego de tobas líticas y de cristales, oscuras y parcialmente desvitrificadas, cuyos fragmentos indican que este evento es posterior a los restantes volcánicos, granítico y metamórfico. Esta unidad suprayace a la primera en posición horizontal y concordante. Las variaciones observadas en losporcentajes de óxido evidencian una estrecha relación de consanguinidad de las volcánicas, y sugieren su posible origen por refusión parcial del granito a profundidad. La unidad es discordante, por el acuñamiento de las coladas y acumulaciones piroclásticas, no sólo con la Asociación Riolítica, infrayacente, sino también sus subunidades entre sí. Véanse: GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE; EL OSO, LATITACUARCÍFERA DE; y LA SEGOVIERA, RIOLITA LATÍTICA DE. VÁLIDO LEÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Colombia. Referencias: NOTESTEIN et al., (1944) publicaron originalmente este nombre para reemplazar el término inadecuado de "Lutita Superior", empleado previamente. SUTTON (1946) correlacionó las lutitas de León de Colombia con capas incluidas erróneamente en la parte superior de la Formación Palmar, en el estado Táchira. Por esta razón no se aceptó el empleo del nombre León en Venezuela; en Táchira y Mérida estas lutitas recibieron el nombre de Formación Lobaterita (SUTTON, 1946), correlacionada erróneamente con parte de la Formación Carbonera. SCHAUB (1948) señaló los errores de SUTTON. DUSENBURY (1949) confirmó la identidad de las formaciones León y Lobaterita, y las 624 publicaciones posteriores en su mayoría han aplicado en Venezuela la nomenclatura de NOTESTEIN et al. (1944). ARMINIO y ALLEN (1990) describen en el área de Onía una facies arenosa denominada Miembro Caracol. Localidad tipo: Quebrada León, tributaria del río Zulia, en el flanco este del anticlinal de Petróleo en la concesión Barco, Colombia, unos 9 km al noroeste de Puerto Villamizar. Extensión geográfica: Porción suroccidental de la cuenca de Maracaibo, desde los campos petrolíferos de Barco-Tarra hasta el flanco oeste de Los Andes de Táchira y Mérida y partes adyacentes de Colombia. Descripción litológica: La unidad consiste casi totalmente de lutitas duras grises y gris verdosas, que tienden a limolitizarse hacia la base y el tope; contiene escasas capas delgadas de areniscas de color gris y cremacon láminas carbonáceas. Un desarrollo local de areniscas con lutitas intercaladas se ha llamado Miembro Machete, reconocido únicamente en Colombia (NOTESTEIN et al, 1944). A lo largo de la vía El Vigía-Estanques en el estado Mérida, en el sector donde la quebrada Caracol desemboca en el río Chama, ARMINIO y ALLEN describieron una secuencia de arenas finas masivas limpias, de color amarillo a blanco, con lutitas masivas gris oscuro intercaladas, a la cual designaron con el nombre de Miembro Caracol. Espesor: En Colombia se mencionan espesores variables entre 350 y 785 m. SUTTON ("Formación Lobaterita") mencionó 500 m en río Lobaterita y 340 m. en río de Oro, Táchira septentrional. Relaciones de campo: Los contactos superior e inferior se ubican donde la secuencia, esencialmente continua, de lutitas da lugar a los intervalos, apreciablemente más arenosos, del Grupo Guayabo (Formación Palmar), suprayacente, y de la Formación Carbonera, infrayacente. Estos contactos se consideran en general como concordantes y hasta gradacionales. SUTTON (1946) postuló una discordancia basal, evidentemente a base de su atribución errónea de la Formación León al Mioceno medio. Fósiles: SUTTON (1946) enumeró faunas de las formaciones Lobaterita y Palmar en Táchira y de León en Colombia, atribuidas hoy en su totalidad a la Formación León (MOHLER, 1956, LEV). Los moluscos, de ambiente marino de aguas someras, incluyen especies de Tellina, Chione, Arca, Turritella, Conus, Olivella, etc.; también se mencionan restos coralinos. Los foraminíferos son principalmente indeterminados, aunque merece mencionarse la presencia de Cassigerinella chipolensis. Edad: La fauna de moluscos se asigna al Mioceno (KEHRER, 1938-a, b), probablemente Mioceno medio (SUTTON, 1946), aunque NOTESTEIN et al., (1944) consideraron la unidad en la región tipo como Oligoceno tardío. A base de evidencias palinológicas no especificadas, KUYL et al., (1955) consideraron a la Formación León como algo más antigua que la Formación La Rosa, y como correlativa parcial de la Formación Icotea. Esta contradicción posiblemente se deba a la aplicación de escalas cronológicas discrepantes, en las cuales el Mioceno temprano, determinado a base de moluscos, era igual al Oligoceno 625 tardío, determinado a base de foraminíferos. Si KUYL et al., (1955) están en lo cierto, la Formación León abarcaría una secuencia de zonas de foraminíferos planctónicos hasta el nivel de la zona de Globigerinatella insueta, y por consiguiente incluiría capas tanto del Oligoceno tardío como del Mioceno temprano. Correlación: La Formación León es la única unidad marina a este nivel estratigráfico en la cuenca de Maracaibo, aunque en la cuenca de Falcón sus posibles correlativas son lutitas homólogas (formaciones Pecaya y Churuguara). Las lutitas de León pasan lateralmente a las capas marginales, no marinas, en la parte inferior de las formaciones Peroc y Palmar. Véase: CARACOL, MIEMBRO. INVÁLIDO LIBERTAD, FORMACIÓN PALEOZOICO SUPERIOR Estado Mérida. OPPENHEIM (1937-a, b) mencionó la presencia de la "Serie" Mucuchachí en la zona de Libertad. PIERCE (1960) introdujo el término de Formación Libertad para designarlas y las consideró como parte media de su Grupo Mucuchachí; PIERCE et al., (1961) retuvieron esta nomenclatura. Publicaciones posteriores (COMPAÑIA SHELL y CREOLE PETROLEUM CORP, 1964) recomendaron el rechazo del término, ya que demostraron la sinonimia entre la Formación Libertad de PIERCE y partes de las formaciones Caparo y Mucuchachí. Véanse: CAPARO, FORMACIÓN yMUCUCHACHÍ, FORMACIÓN. INVÁLIDO LIMÓN, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Monagas. ROSALES (1960) introduce este término para designar la parte superior de la Formación Caratas en la serranía del Interior de Venezuela oriental, compuesta de "calizas arenosas, glauconíticas y lenticulares y de limos calcáreos", en contraste con las ''areniscas cuarcíticas macizas y en capas espesas" de la parte inferior, que llamó "Miembro Ventarrón". Esta doble división desaparece hacia el norte, donde toda la formación se compone de limolitas y areniscas. Aunque de probable utilidad en correlaciones detalladas, ambos miembros están inadecuadamente definidos, ya que no se indicó laderivación de sus nombres, no se designaron secciones tipo, y no se especificaron claramente los criterios para separarlos entre sí de la Formación Caratas indivisa. En el caso de las calizas del Miembro Limón, desarrolladas hacia el tope de la formación, que ROSALES describió 626 como arrecifales, existe la dificultad adicional de una evidente sinonimia con las calizas de Tinajitas (SALVADOR, 1964-b). Por estas razones esta unidad se considera inválida, en espera de su definición más adecuada. VALIDO LISURE, FORMACIÓN MEZOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Zulia. Referencias: ROD y MAYNC (1954) introdujeron por primera vez este nombre, para denominar una secuencia glauconítica en la sección del río Cogollo que SUTTON (1946), previamente, había llamado Formación Aguardiente, perteneciente a la parte media del Grupo Cogollo. FORD y HOUBOLT (1963) y RENZ (1977) la estudian e identifican fósiles. LEÓN (1975) describe la unidad en el campo Urdaneta. GONZÁLEZ DE JUANA et. al. (1980) ofrecen detalles sobre su litología. BARTOK et al. (1981) la estudian en el campo Centro. QUIJADA y CALDERA (1985) la estudian en el campo Alpuf. Localidad tipo: ROD y MAYNC (op. cit.) designaron como sección de referencia al caño Cusare, tributario del río Chaparro, 1,4 km al oeste de la hacienda Inglaterra y como sección alterna la del caño Lisure, tributario del río Maraca, ambas al suroeste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia, (Hoja Nº 5646, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Para evitar confusiones entre los términos Cusare y Guasare, propusieron usar como nombre de la unidad, el de la sección del caño Lisure. Extensión geográfica: Parte norte de la cuenca de Maracaibo con extensión hacia el este hasta El Baño, estado Trujillo y en el subsuelo del lago de Maracaibo. Descripción litológica: Consiste en areniscas glauconíticas de grano medio a fino, de color gris azulado a gris verdoso, calizas arenosas glauconíticas laminadas, areniscas micáceas que alternan con lutitas arenoso-arcillosas de color gris azulado, calizas glauconíticas y algunas calizas lutíticas. Según GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), la presencia de areniscas y glauconita es el principal elemento que la diferencia del resto de las formaciones del GrupoCogollo. En el lago de Maracaibo se han encontrado areniscas calcáreas con granos angulares de cuarzo y glauconita. LEÓN (1975) la describe en el campo Urdaneta noreste, como calcarenitas grises de porosidad baja, con microcanales de disolución, glauconita, pirita y presencia esporádica de cuarzo. Espesor: En el caño Cusare ROD y MAYNC (op. cit.) midieron 135 m; en caño Maraca, 180 m, y 105 m en río Cogollo y en río Negro. En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (1985) dan espesores entre 138-156 m; en el campo Urdaneta Noreste, LEÓN (op. cit.) reporta 119 m. Relaciones de campo: La Formación Lisure, constituye un marcador estratigráfico sobresaliente dentro de los depósitos calcáreos, tanto en superficie como en subsuelo. 627 Según GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), el cambio con la Formación Aguardiente es gradual, y su límite se coloca donde la proporción de calizas es menor al 40%, lo cual sucede hacia el extremo sur del lago y Los Andes, y al sureste en la concesión Barco es concordante en su base con la Formación Apón en contacto abrupto. En el tope, es transicional con la Formación Maraca y su contacto se establece en la primera caliza sin glauconita, aunque algunas de estas capas pueden encontrarse en niveles más altos dentro de Maraca. Fósiles: La formación es rica en macrofósiles constituidos por pelecípodos y equinoideos. En secciones finas, FORD y HOUBOLT (1963) han identificado gasterópodos, algas, briozoarios y foraminíferos. MAYNC (en ROD y MAYNC op. cit.) encontró el género Haplostiche, el cual lo considera como diagnóstico para esta formación, pero no característico de un piso. También Discorbis minina y Textularia rioensis.Orbitolina se encuentran en el tercio inferior de la formación y esta zona puede seguirse al sur hacia Los Andes de Mérida. A menudo se encuentra asociada con Miliolidae, pero en general, su distribución vertical es mayor. RENZ (1977) encontró un ejemplar de Mortoniceras cf. inflatum. BARTOK et al. (op. cit.), mencionan la presencia de Charophyta en el pozo CLA-111 (campo Centro) del lago de Maracaibo, indicativo de ambiente de agua dulce. Edad: SUTTON (op. cit.) asigna a la Formación Aguardiente, su equivalente, al Cenomaniense. ROD y MAYNC (op. cit.), basados en los equinoideos de una probable edad Albiense medio y por correlación con la Formación Aguardiente de Los Andes, donde está cubierta por capas del Albiense tardío a Cenomaniense, y en la presencia de Mariella bergeri, creen que sea de edad Albiense medio-tardío. RENZ (1977) le da una edad Albiense tardío, por un amonites de Mortoniceras cf. inflatum encontrado en Perijá. Correlación: Es equivalente a la Formación Aguardiente, sección clástica por encima de la Formación Apón, en la parte suroeste de la cuenca de Maracaibo y Los Andes de TáchiraMérida y con la parte superior de la Formación Peñas Altas del área Lara-Trujillo. Paleoambientes: Según LEÓN (op. cit.), representa facies de aguas marinas de plataforma costera con profundidades variables. RENZ (1977) considera que la abundancia de material clástico, indica el extremo septentrional de un influjo de arena, suministrado por el escudo de Guayana. BARTOK et al. (op. cit.), interpretan un ambiente marino somero a intermarea, con tasas bajas de sedimentación carbonática, con algún influjo de aguas dulces, sedimentos lagunares y de alta energía hacia el tope. INFORMAL LITHOPHAGA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. 628 Este término fue publicado por HOFFMEISTER (1938-a, b) para designar una subdivisión faunal a base de moluscos de la Formación Lagunillas. El fósil índice en realidad es una especie de Julia. Localmente la zona se divide en las subzonas de Turritella y Anomia. INVÁLIDO LLANOS, CAPAS DE, DEPÓSITOS, FORMACIÓN, SERIE CENOZOICO (Cuaternario: Holoceno) Estados Barinas, Monagas y Anzoátegui. CHRIST (1927) designa con el nombre de "Formación Los Llanos" a una secuencia que divide en una "serie inferior" de gravas gruesas, que forman las terrazas elevadas del pie de montaña, y una "Serie superior" de arenas y arcillas, que incluye las terrazas bajas y los sedimentos más jóvenes de los Llanos. MACKENZIE (1937-a,b) alude brevemente a la Formación Los Llanos y restringió su aplicación a la "Serie superior" de CHRIST. LIDDLE (1946) publica el nombre de "Guanapa (o Barinas) Outwash Apron" (Formación Guanapa de uso actual) para designar la serie inferior de CHRIST. GARNER (1926) emplea el mismo término para designar los depósitos cuaternarios en Monagas y Anzoátegui. El término, tal como lo define CHRIST, es inaceptable por incluir sedimentos de edadesdiferentes, separados orogénicamente entre sí. En Venezuela oriental el nombre ha sido reemplazado por los de Formación Mesa y/o Las Piedras, y ya no se aplica (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1956; SALVADOR, 1964-a). Cabe observar que hasta tiempos recientes, el término se ha considerado como válido en Trinidad, donde se extiende su empleo desde Venezuela (MACREADY, 1921; KUGLER, 1956). INVÁLIDO LLANOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Holoceno) Estados Barinas, Monagas y Anzoátegui. GARNER (1926), denominó Formación Llanos a los sedimentos clásticos ferruginosos expuestos en la superficie de las mesas orientales de Venezuela. Posteriormente fue extendido este nombre por CHRIST (1927) MACKENZIE (1937), para designar los sedimentos más jóvenes de los llanos occidentales. HEDBERG (1938), consideró que era una designación innecesaria. Por la descripción original, es probable que esta formación esté constituida por los mismos sedimentos incluidos hoy en día en la Formación Mesa. INVÁLIDO LOBATERITA, FORMACIÓN 629 CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Táchira. Este nombre fue introducido por SUTTON (1946) para designar lutitas expuestas en el estado Táchira y más al norte en Los Andes. SCHAUB (1948) y autores posteriores han rechazado el término como sinónimo innecesario de la preexistente Formación León. Véase: LEÓN, FORMACIÓN. VÁLIDO LOMA DE HIERRO, COMPLEJO OFIOLÍTICO DE MESOZOICO (Cretácico) Estados Aragua y Miranda. SMITH (1952), MACLACHLAN et al. (1960) y GRATEROL (1967) cartografían la unidad y describen las rocas ultramáficas que la constituyen sin asignarle nombre formal. El concepto de ofiolita aplicado a este complejo aparece por primera vez en BELLIZZIA (1967) y GRATEROL (1967). GRATEROL (1972) utiliza el nombre de Peridotita de Loma de Hierro, incluyendo a las rocas gabroides. STEPHAN et al. (1980) define la "Napa Ofiolítica de Loma de Hierro-Siquisique", mientras que BECK (1980) la denomina "Napa Ofiolítica de Loma de Hierro", en ambos casos incluyendo en ellas las rocas ultramáficas, gabroides y las rocas volcánicas de la Formación Tiara, considerando la Formación Paracotos como cobertura sedimentaria de esta napa. VAN BERKEL (1988) y VAN BERKEL et al. (1989) estudian el extremo suroriental del cuerpo, siendo estos últimos autores los que formalmente proponen utilizar el nombre de "Complejo Ofiolítico de Loma de Hierro", como una unidad litodémica del tipo complejo estructural, incluyendo a las rocas ultramáficas, gabroides y volcánicas, si bien estas últimas corresponden a la Formación Tiara de otros autores. En los mapas geológicos existentes se notan las siguientes diferencias de criterios: GRATEROL (1972) cartografía dentro de una misma unidad (su "Peridotita de Loma de Hierro") a las rocas ultramáficas y gabros, pero separa a las volcánicas como Formación Tiara; VAN BERKEL (1988) y VAN BERKEL et al. (1989) generalizan dentro de una misma unidad a los tres tipos de rocas; mientras que BECK (1985, 1986) logra cartografiar separadamente tres unidades: "ultramafitas", "gabros" y "Formación Tiara". La localidad tipo es la Fila de Loma de Hierro, ubicada a unos 20 km al sur de Tejerías, compartida entre los estados Aragua y Miranda. (Hoja Nº 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El cuerpo principal del complejo tiene una extensión de unos 21 km, desde unos 4 km al oeste del poblado de Tiara, estado Aragua, hasta las proximidades de Tácata, estado Miranda, con una anchura variable entre 1 a 5 km. GRATEROL (1972) señala que el complejo peridotita-gabro se compone de peridotita serpentinizada, troctolita y gabro asociado a basalto. La serpentinización es más intensa hacia los bordes del bloque; su borde norte está formado por rocas intermedias entre 630 peridotitas y gabro, como son troctolita y gabro olivinífero serpentinizado y rodingita, producto de la alteración del gabro. La peridotita es principalmente una harzburgita de grano grueso con olivino y enstatita de color negro a verdoso de acuerdo al grado de serpentinización. El aspecto general de estas rocas es muy uniforme a través de todo el cuerpo, aunque en el borde septentrional aparecen rocas complejas entre peridotita y troctolita. El gabro aflora formando diques dentro de la peridotita hacia el borde norte y de las troctolitas o en forma masiva hacia el borde sur, cerca del contacto con las rocas volcánicas de la Formación Tiara. A veces se ven zonas de carácter pegmatítico. La mineralogía está compuesta principalmente de clinopiroxeno (variedad diálaga) y plagioclasa cálcica muy alterada; los cristales del piroxeno muestran textura de cúmulo, si bien hay cuerpos degabro no cumulíticos que intrusionan al otro tipo. La rodingita posee grosularia, diópsido o diálaga, clorita y generalmente se encuentran como diques. GRATEROL (op. cit.) concluye que el gabro y las rocas ultramáficas son comagmáticos, si bien no encuentra relaciones claras con las rocas basálticas de la Formación Tiara. BECK (1985, 1986) complementa la descripción, pero fundamentalmente coincide con los tipos de rocas y relaciones expuestas por GRATEROL (op. cit.). Por las características petrográficas de los gabros BECCALUVA et al. (1996), los clasifican como típicos metagabros oceánicos con afinidad MORB (basaltos de cordilleras centro oceánicas). GRATEROL (1972) señala un espesor de unos 800 m, para el cuerpo de peridotitas y gabros.Según BECK (1980, 1985) el contacto septentrional entre el cuerpo de rocas ultramáficas con la Formación Tucutunemo, es tanto de fallas de ángulo alto, como de corrimiento, mientras que el contacto meridional con el cuerpo de gabros masivos es estratigráfico. Por su parte, el contacto entre el gabro y las rocas de la Formación Tiara es reconocido tanto de naturaleza estratigráfica, como a través de fallas de ángulo alto. Se ha interpretado una edad Cretácica con base a la asociación de las rocas ultramáficas y gabroides, con su cobertura sedimentaria y las volcánicas de la Formación Tiara (BECK, op. cit.), lo ha correlacionado con las rocas ofiolíticas de la zona de Siquisique, estado Lara, y de la isla de Margarita, estado Nueva Esparta. En la fila de Loma de Hierro existen depósitos de laterita niquelífera. Se han hecho estudios para iniciar su explotación comercial. INVÁLIDO LOMA DE HIERRO, PERIDOTITA DE MESOZOICO (Cretácico) Estados Aragua y Miranda. SMITH (1952), MACLACHLAN et al. (1960) y GRATEROL (1967) cartografían la unidad y describen las rocas ultramáficas que la constituyen sin asignarle nombre formal. GRATEROL (1972) utiliza el nombre de Peridotita de Loma de Hierro, incluyendo a las rocas gabroides. VAN BERKEL et al. (1989) formalmente proponen utilizar el nombre de 631 "Complejo Ofiolítico de Loma de Hierro", como una unidad litodémica del tipo complejo estructural. Véase: LOMA DE HIERRO, COMPLEJO OFIOLÍTICO DE. INVÁLIDO LOMA DE LEÓN, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) CENOZOICO (Terciario) Estado Lara. BUSHMAN (1959, p. 72) empleó este nombre informalmente para designar una secuencia de areniscas y lutitas, expuesta en la localidad del mismo nombre cerca de Barquisimeto, Estado Lara, y aplicó indistintamente los nombres de Loma de León y Morón (VON DER OSTEN y ZOZAYA, 1957) a la misma sección, aunque mencionó que la litología de "Loma de León" es más variada que la descrita para la Formación Morón. Posteriormente, BUSHMAN (1965) eliminó el término Loma de León. Véase: MORÁN, FORMACIÓN. INVÁLIDO LOMAS, HORIZONTE DE ARENISCA DE MIEMBRO DE ARENA DE, SERIE DE ARENA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos nombres, versiones erróneas de "Las Lomas", fueron mencionados por LIDDLE (1946) y PAYNE (1951), para designar el Miembro de Arena de Las Lomas, de uso actual. Véase: LAS LOMAS, MIEMBRO DE ARENA DE. INVÁLIDO LOMITA, SERIE MESOZOICO Estado Mérida. CHRIST (1927) empleó este nombre para designar la unidad más joven del macizo andino que asignó al Cretáceo temprano, expuesta en la quebrada La Lomita, estado Mérida; consiste de conglomerados, lutitas arenosas y areniscas rojas, transgresivos sobre las formaciones más antiguas. El término se considera como sinónimo en desuso de la Formación La Quinta. 632 Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LORA, PAQUETES DE CARBÓN DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. Este nombre informal, que nunca tuvo vigencia, fue empleado por GARNER (1926), para designar una parte de la Formación Marcelina de uso actual. Véase: MARCELINA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LORO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno?) Estado Zulia (?) En su artículo sobre el Eoceno en Venezuela, YOUNG (en LEV, 1956) mencionó la "Formación Loro" sin otros detalles; se presume que se trata de una ortografía errónea del término "Lora", a su vez inválido por sinonimia. INVÁLIDO LOS ALGODONES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por LIDDLE (1946) para designar el Miembro Algodones de uso actual. Véase: ALGODONES, MIEMBRO. VÁLIDO LOS ARROYOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Sucre. 633 Referencias: MAXWELL y DENGO (1950, 1953), bajo el encabezado de "Sedimentos clásticos Miocénicos" mencionan en la vecindad de El Pilar, unas areniscas que yacen discordantemente sobre filitas, y que en general buzan al sur. Estos autores sostienen que la unidad se origina por erosión rápida de rocas metamórficas, las cuales, sin haber sido transportadas posteriormente, se depositaron en aguas poco profundas". Otros trabajos que cubren el área son los de METZ, 1968; VIGNALI, 1977 y VIERBUCHEN, 1978. ALVAREZ et al.(1985) proponen el nombre de Formación Los Arroyos para designar una secuencia de turbiditas que afloran cerca de la población de El Pilar, estado Sucre. Localidad tipo: Se propone como sección tipo la carretera desde el caserío río Pilar hasta el caserío Los Arroyos, estado Sucre. Extensión geográfica: Los afloramientos se siguen a lo largo de cinco (5) kilómetros y pasan de secuencias normales en el área tipo a secuencias volcadas hacia el oeste donde se encuentra sobrecorrida por rocas metamórficas y sedimentarias del Cretácico. Regionalmente la Formación Los Arroyos se conoce desde la fila de Tunapuicito y forma una franja discontinua hasta las cabeceras de la quebrada Santa Tecla; también se ha observado en el talud meridional del cerro Cumacatal. Descripción litológica: Se trata de una secuenciaturbidítica, terrígeno-calcárea,queincluye conglomerados caóticos, lodolitas, limolitas, litoarenitas, asperones gradados, ritmitas y calizas arenosas alodápicas. Los colores dominantes son beige, amarillo grisáceo y castaño claro. Se pueden apreciar tres litofacies, a saber: Miembro inferior, secuencia que comienza con un conglomerado de rocas metamórficas con cemento arenoso-calcáreo, sus clastos son de filitas subredondeadas que presentan imbricación y gradaciónnormal. Subiendo en sección se tienen clastos polimícticos: metadolomías, mármoles, calizas fosilíferas, cuarzo de filón. Suprayacente se encuentra una capa de cuarzo arenita subconglomerática, maciza, que se presenta con gradaciones sucesivas inversa y normal. Tiene un espesor total expuesto de dieciocho (18) metros. Miembro medio, secuencia de flysch lutáceo, que aflora inmediatamente al norte de la medicatura rural del El Pilar. Consta de limolitas laminadas de color gris a morado, con intercalaciones de litoarenitas y subgrauvacas de grano fino de color gris que meteorizan a castaño. Lutitas algo limolíticas, que localmente exhiben niveles de concreciones ferrolíticas y detritos de plantas. El espesor es de cuarenta y cinco (45) metros. Miembro superior, corresponde a la facie de flysch arenáceo, su litología es en un 60% psammítico-psefítico y en un 40% pelítico, en lo que se incluyen ritmitas y limolitas. La secuencia es una alternancia monótona de psammitas y pelitas, las cuales se encuentran interrumpidas por flujos caóticos de litología mixta tipo desplomes. Se presentan clastos de cuarzo policristalino y monocristalino; fragmentos de rocas no identificables; ftanitas de colores generalmente oscuros; fragmentos de conchas de moluscos fósiles; feldespatos varios y micas. Este miembro tiene un espesor de doscientos setenta y tres (273) metros, se encuentra cortado por varias fallas menores de salto desconocido. 634 La Formación Los Arroyos es una turbidita que se depositó en una fosa tectónica con estructura ortogonal, entre dos frentes de corrimientos, el de Los Testigos en el norte y el de Pirital-San Juan por el sur. Se sugiere que la fosa dentro de la cual se sedimentó la Formación Los Arroyos se encontraba en mar abierto. El conjunto de los tipos litológicos y sus estructuras sedimentarias, permiten definir a la Formación Los Arroyos como un flysch arenáceo. Las estructuras sedimentarias máscomúnmente encontradas son calcos de carga, laminación paralela y ondulada, laminación convoluta, gradación desplomes, estructuras almohadilladas, capas estiradas, calcos de flujo, estructuras de fluidificación. Estas estructuras corresponden a una sedimentación rápida, llevada a cabo sobre fondos con pendiente, donde la inestabilidad fue constante. La frecuencia de los desplomes sugiere sismicidad contemporánea activa en el área de la sedimentación. Espesor: El espesor promedio en la sección tipo es de 338 m, pero se debe tomar en cuenta que la sección se encuentra fallada, por lo que se estima que el espesor real debe sobrepasar los 1000 m. Relaciones de campo: Su contacto inferior se encuentra en discordancia angular de casi noventa (90) grados con las filitas de la Formación Tunapuy. El contacto superior es con las gravas piemontinas de la Formación Mamporal. Fósiles: En las muestras analizadas los foraminíferos pláncticos están representados por Globorotalia fohsi fohsi, Globorotalia fohsi peripheroronda, Globorotalia mayeri, Orbulinauniversa, Globigerinanepenthes, Globorotalia menardii, Globigerinoides trilobus sacculifer. Se estudiaron escasos ejemplares de moluscos gasterópodos deformados pelomórficamente representados por Distorsio gatunensis, Turritella mimetes, Fusinus chipolanis. En las secuencias arenosas se observa bioturbación de escala decimétrica en casi todas las capas, en los miembros medio y superior. Las limolitas, ritmitas y lutitas de los tres miembros tienen bioturbación centimétrica y milimétrica presente en un setenta y cinco (75) por ciento de las capas aflorantes. En el miembro inferior se observa Rhizocorallium; en el miembro medio Sagittichnus, Asterosoma y Lockeia; en el miembro superior Megagrapton, Gordia, Ichnocumulus, Isopodichnus, Imbrichnus y Bergaueria. Edad: Toda la fauna analizada es de edad Mioceno medio, zona N10 de BOLLI y SAUNDERS, 1985. Correlación: Se puede correlacionar con otras turbiditas de edad Mioceno medio de Venezuela oriental y Trinidad, aun cuando se notan algunas diferencias básicas (Miembro Cachipo de la Formación Carapita; miembros Herrera y Retrench de la Formación Cipero). INFORMAL LOS BAGRES, CALIZA DE (Formación Las Bermúdez) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) 635 Estado Nueva Esparta. HESS y MAXWELL (1949) mencionan la "caliza basal de Los Vagres" (mal escrito) de la "Formación" Punta Carnero, sin describirla adecuadamente. BUCHER (1952) la describió someramente sin nombrarla. CH. DE RIVERO (1956) se refirió a la Caliza de Los Bagres como una caliza lenticular local que no amerita rango de miembro. Según KUGLER (1957), los microfósiles de la "caliza Los Vagres" (principalmente Tremastegina (o Amphisteginaseni) sugieren una edad Paleoceno o Eoceno temprano, mientras que la fauna de corales corresponde al Oligoceno. TAYLOR (1960) asignó la "Formación Los Bagres" al Eoceno temprano. JAM y MÉNDEZ AROCHA (1962) resumieron lo publicado.En el cuadro de correlación (SVIP, 1963) Los Bagres aparece como miembro basal de la Formación Las Bermúdez, criterio que fue seguido por GONZÁLEZ DE JUANA (1968). La localidad tipo de la unidad está en la sección del Grupo Punta Carnero, que aflora a gran distancia de la localidad de Los Bagres. HESS y MAXWELL (1949) describieron una caliza conglomerática, con cantos de rocas ígneas y volcánicas. TAYLOR (1960) mencionó una arenisca basal, areniscas líticas, ortocuarcitas duras y calizas de color gris oscuro, finamente cristalinas, con una proporción variable de fragmentos cristalinos y restos de algas, en gran parte reemplazados por calcita negra, con un espesor total de 30 m. La unidad es discordante sobre el Grupo Los Robles. Según GONZÁLEZ DE JUANA (1968), su carácter muy lenticular ha confundido a algunos autores, que han postulado una discordancia entre la caliza y el resto de la Formación Las Bermúdez. Véase: LAS BERMÚDEZ, FORMACIÓN. INVÁLIDO LOS BAGRES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Nueva Esparta. Este término fue empleado por TAYLOR (1960) para designar la Caliza de Los Bagres de aceptación actual. Véase: LOS BAGRES, CALIZA DE. INVÁLIDO LOS BAÑOS, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre, introducido por GARNER (1926, p. 681), es inválido por sinonimia con la Formación Paují. 636 Véase. PAUJI, FORMACIÓN. INFORMAL LOS CAJONES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Estado Aragua. Esta unidad fue descrita por PEIRSON et al. (1966) y posteriormente fue llevada formalmente a miembro, por BELL (1968). Su sección tipo aflora en la Quebrada Los Cajones, a medio camino entre los pueblos de Pardillal y Valle de Marín en el estado Aragua; otras secciones de referencia se encuentran en las quebradas de Camatagüita y Caramacate (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Cerca del 60% de secuencia consiste de turbiditas análogas a la facies flysch de la Formación Guárico; el resto de la unidad consiste de olistostromos y masas alóctonas incorporadas, de diversos tamaños, llegando incluso a medir varios kilómetros de largo. Los olistolitos presentes abarcan gran variedad litológica y se encuentran rocas metamórficas (esquistos, cuarcitas, filitas, mármoles, gneises, serpentinitas), ígneas (volcánicas) y sedimentarias (calizas, evaporitas, areniscas, ftanita negra, lutitas, etc.). Entre los tipos turbidíticos que conforman el flysch del miembro, han sido descritas calizas alodápicas; con fósiles que sugieren una edad Paleoceno-Eoceno temprano. En bloques de caliza de otras localidades, se han identificado fósiles de facies neríticas de edad Maestrichtiense, Paleoceno y Eoceno. Originalmente, PEIRSON et al., interpretaron el miembro como facies periarrecifales con conglomerados y bloques deslizados gravitacionalmente al fondo de la cuenca; BELL (1968) interpretó al Miembro Los Cajones, como una unidad tectónica que asimiló dichos bloques medida que avanzaba el alóctono de Villa de Cura, mezclándolos con la secuencia sedimentada previamente en la parte norte del surco; GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.) señalan que la sección de la quebrada Caramacate, se interpreta como de facies "flysch" con olistostromos, en los que los olistolitos indican una fuente periarrecifal; también indican que la definición del término se refiere a una unidad tectónico-sedimentaria, relacionada con el emplazamiento del Grupo Villa de Cura, de manera análoga al criterio originalmente planteado por BELL (1968). El Miembro Los Cajones ha sido reconocido por BELL (op. cit.) en la ventana del Tagual, entre Cúa y San Casimiro, estado Miranda. En GONZALEZ DE JUANA et al., (op. cit.) se indica la probable presencia del Miembro Los Cajones en "... algunos lugares cerca del contacto con la Faja de Paracotos..." deducidos por la presencia de lodolitas guijarrosas con olistolitos de rocas volcánicas, metamórficas y ftanita estratificada. MACSOTAY et al., (1995) describen la Formación Los Cajones y la separan de la Formación Guárico; estos autores postulan la presencia de un contacto erosional sobre las formacionesMucaria y Guárico, con base al análisis de imágenes de radar y fotografías aéreas. MACSOTAY et al., (op. cit.) mantienen el holoestratotipo designado por BELL (1968), en la quebrada Los Cajones, estado Aragua y proponen como hipoestratotipo, la sección que aflora en la carretera Don Alonso-Sabaneta, estado Guárico. MACSOTAY et al., (op. cit.) la describen como limolitas negras masivas, con abundantes masas de flujos gravitacionales 637 de escala métrica a decamétrica. Los sedimentos gruesos más típicos son capas de guijarros de lodolitas y lutitas, zonas de bloques exóticos relacionados a deslizamientos y capas turbidíticas generalmente más sucias, de mayor espesor y de grano más grueso que los de la Formación Guárico (PEIRSON et al., 1966). Las lodolitas guijarrosas constituyen lentes de más de 10 metros de espesor; los guijarros son de cuarzo lechoso, chert, areniscas, rocas volcánicas y calizas. Los clastos de lutita son comunes. Las estructuras sedimentarias, le sugieren a dichos autores los efectos de deslizamientos gravitacionales en un talud muy inclinado donde existían fallas lístricas activas. MACSOTAY et al., (op. cit.) mencionan un espesor variable en el área central, desde 2000 m en la parte más occidental y 4000 m en el extremo oriental; en esta última parte, es posible que estén incluidos sedimentos de la Formación Garrapata. Estos autores, a pesar de que las formaciones Los Cajones y Guárico tienen la misma edad (Paleoceno-Eoceno temprano), proponen la existencia de un contacto erosivo entre ambas, en base al análisis de imágenes de radar y fotografías aéreas. El contacto superior con la Formación Garrapata lo describen concordante. De la sección del río Portuguesa, cerca del caserío Los Monos, se menciona la presencia de varios moluscos: Propeamassium (Parvamussium) squamulum (Lamark) y Sacella cf. hondana (Vokes). SKERLEC en MACSOTAY et. al., (op. cit.) reportó la presencia del coral solitario Dasmosmilia sp., MACSOTAY et al., (op. cit.) de los olistolitos calcáreos, señalan Assilina sp., Nummulites sp. y Ranikothalia sp. MACSOTAY et al., (op. cit.) le asignan una edad Paleoceno tardío al Eoceno temprano y consideran que la Formación Los Cajones es correlacionable en edad con la Formación Guárico y sugieren que el intervalo dominantemente limolítico está asociado a deslizamientos gravitacionales y la alternancia de areniscas y lutitas se acumuló en un talud pronunciado, a altas tasas de sedimentación y con actividad tectónica sinsedimentaria. MACSOTAY et al., (op. cit.) la consideran equivalente de la Formación Río Guache en el estado Portuguesa; hacia el extremo oriental de la Napa Piemontina, dichos autores la consideran equivalente parcial de la Formación Río Aragua (CAMPOS et al., 1980) INVÁLIDO LOS CAJONES, MIEMBRO (Formación Guárico) MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense)-CENOZOICO Terciario:(Paleoceno-Eoceno temprano) Estados Aragua. Esta unidad fue descrita por PEIRSON et al. (1966) y posteriormente fue llevada formalmente a miembro, por BELL (1968). MACSOTAY et al., (1995) describen la Formación Los Cajones y la separan de la Formación Guárico. Véase: LOS CAJONES, FORMACIÓN. VÁLIDO 638 LOS CARIBES, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: Este nombre fue introducido por BENAÍM (1972) para designar una secuencia de rocas predominantemente sedimentarias, de color rojo, generalmente bien estratificadas. LIRA et al. (1985) la reconocen al este del río Cuyuní, estado Bolívar. Localidad tipo: La sección tipo se estableció en un sector de 7 km. del curso del río Cuyuní, 4 km. aguas arriba y 3 km aguas abajo de la desembocadura del río Botanamo, y en este río, desde su boca hasta un punto 2,2 km aguas arriba, donde se presenta bien expuesta. Extensión geográfica: Además de la sección tipo, la unidad aflora (LIRA et al, 1985), hacia el este, en el río Cuyuní, fuera del territorio venezolano (frontera con Guyana) y en el curso inferior de los ríos afluentes de éste por su margen izquierda (ríos Marwani, Aguas Negras y Akarabisí), así como al norte del río Cuyuní, en el sector entre la isla de Anacoco y el pueblo de San Martín de Turumbón. Relaciones de campo: La unidad se interdigita con la Formación Caballape en el río Cuyuní en sentido del rumbo hacia el oeste y es concordante con dicha formación en el río Botanamo, donde ambas unidades afloran conformando un sinclinal abierto, cuyo eje tiene un rumbo este-oeste. Características litológicas: Metaconglomerados polimícticos, mal escogidos, lenticulares, de color verdoso a gris verdoso, ricos en fragmentos volcánicos ácidos e intermedios y escasos fragmentos de granito rosado muy fino, así como filitas cuarzo sericíticas, metareniscas de grano fino y metalimolitas, laminadas y finamente estratificadas, compuestas esencialmente por cuarzo, hematita, que les da el color rojo a la unidad, sericita y muscovita. Las rocas presentan estructuras sedimentarias primarias, como estratificación gradada, canales de erosión, estratificación ondulada y estratificación cruzada (en muy pequeña escala). Contiene además, metalavas y metabrechas ácidas e intermedias en su parte superior. Las características litológicas del conjunto son uniformes y se destacan muy bien, lo que hace que esta unidad sea fácilmente cartografiable. Espesor: Su espesor se estima aproximadamente en 4000 m. Edad: Precámbrico. INVÁLIDO LOS COLORADOS, CALIZA DE, "FACIES" MESOZOICO AGUERREVERE y ZULOAGA (1938-a, b) emplearon el término Caliza de Los Colorados para designar una zona, en la parte media de la Formación Las Mercedes, de calizas densas, 639 negruzcas, en lechos delgados plegados característicamente, expuesta a 45 kilómetros de Caracas en la carretera a Valencia. INVÁLIDO LOS COLORADOS, "FASE" (Formación Las Mercedes) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Miranda. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) describen la "Fase Los Colorados" del esquisto de Las Mercedes, mencionando mármol oscuro en capas delgadas interestratificadas con capas de esquisto. DENGO (1951) sitúa esta fase en la parte inferior de la Formación Las Mercedes. BUCHER (1952) utiliza el término de Facies Los Colorados. SMITH (1952) cartografía los principales cuerpos de esta unidad y la ubica en el tope de la Formación, utilizando tanto el término de facies como miembro, aplicándolo a la totalidad de los cuerpos lenticulares de mármol macizo existente de la Formación Las Mercedes, igualmente los asocia con el Conglomerado de Charallave. SEIDERS (1965) excluye al Conglomerado de Charallave de la Formación Las Mercedes. WEHRMANN (1972) utiliza el criterio de SMITH de reunir en esta fase, a todos los cuerpos de mármol de la Formación Las Mercedes, encontrándolos indistintamente tanto en la parte media como en el tope de la Formación. URBANI et al., (1989) cartografían y describen varios cuerpos de mármol masivo dentro de la Formación Las Mercedes, pero los denominan informalmente como "Unidad de mármol". Es sinónimo del Miembro Facies y Caliza de Los Colorados Véanse: LAS MERCEDES, FORMACIÓN y CARACAS, GRUPO. INVÁLIDO LOS CRISTALES, FORMACIÓN MESOZOICO Estados Lara y Yaracuy. Este término fue introducido por BUSHMAN (1959) para designar una espesa secuencia de rocas metamórficas de bajo grado, expuestas en los estados Lara y Yaracuy; posteriormente (1967), el mismo autor extendió su empleo a la región montañosa comprendida entre Agua Blanca y San Carlos, estado Cojedes. Estudios más detallados subsiguientes permitieron la subdivisión del intervalo en unidades de rango formacional y la elevación de la unidad original a categoría de grupo. Véase: LOS CRISTALES, GRUPO. 640 VÁLIDO LOS CRISTALES, GRUPO MESOZOICO Estados Lara y Yaracuy. BUSHMAN (1959) publica originalmente el nombre de "Formación" Los Cristales para designar una secuencia de rocas metamórficas de bajo grado, expuestas en los estados Lara y Yaracuy, que luego, en 1965, describió en detalle; posteriormente (1967) extendió el empleo del nombre a la región de Agua Blanca-San Carlos, estado Cojedes. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1967, 1968) subdividieron el intervalo de la Formación Los Cristales, en la Serranía de Nirgua-Tucuragua, en formaciones Nirgua, Aroa y Mamey en orden ascendente. Para eliminar la sinonimia entre esta última y el Miembro Mamey de la Formación Oficina en Anzoátegui, emplearon el término Formación Los Cristales, que en su nueva acepción correspondía a la parte superior de la unidad definida originalmente por BUSHMAN (op. cit.). STAINFORTH (1968) recomienda retener el nombre Mamey en Lara, en vista de la invalidez del Miembro Mamey en Anzoátegui, por ausencia de definición, y elevar la Formación Los Cristales a Grupo. BELLIZZIA (1968) acoge esta recomendación, reteniendo el nombre Mamey para designar la unidad superior, de acuerdo a lo propuesto originalmente por BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1966, 1967). El Grupo Los Cristales así definido quedó constituido por las formaciones Nirgua, Aroa y Mamey. NAVARRO et al. (1988) redefine a la "Formación" Nirgua como Fase Nirgua y la asigna a su Complejo La Costa, por tanto el Grupo Los Cristales queda actualmente reducido a las formaciones Aroa y Mamey. El Grupo Los Cristales así definido aflora extensamente en los estados Lara, Yaracuy y parte de Cojedes noroccidental. La unidad inferior, Formación Aroa, está compuesta esencialmente de esquisto y filita grafitosa y mármol, con varios horizontes de esquisto verde que contienen los yacimientos de pirita cuprífera de la zona de Aroa. Esta unidad aparentemente infrayace a la Formación Mamey, caracterizada por esquisto y filita negra, metaconglomerado, metaarenisca y mármol masivo, con frecuentes macro-y microbrechas locales. Sus contactos se han descrito como concordantes y transicionales entre la Fase Nirgua y la Formación Aroa, e igualmente entre las formaciones Aroa y Mamey. Por su correlación regional se ha considerado de edad Mesozoico. Las formaciones Aroa y Mamey, respectivamente, se han correlacionado con las formaciones las Mercedes y Chuspita del Grupo Caracas. Véanse: AROA, FORMACIÓN; MAMEY, FORMACIÓN y NIRGUA FORMACIÓN. VÁLIDO LOS CUERVOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Departamento Norte de Santander (Colombia). 641 Referencias: NOTESTEIN et al., describieron originalmente a la Formación Los Cuervos, unidad superior del Grupo Orocué en la concesión Barco, Norte de Santander, Colombia. SUTTON (1946) extendió el uso del término al distrito Colón en el suroeste del Zulia, pare reemplazar al Tercer Horizonte de Carbón, lo cual fue apoyado por SCHAUB (1948). TRUMP y SALVADOR (1946) describieron someramente la unidad en Táchira suroccidental, BRONDJIK (1968) comentó las dificultades existentes para diferenciar la unidad en el Zulia occidental. FIERRO y USECHE (1985) la describieron para la región del Nula, al sur del Táchira. BAR y PEÑA (1985) estudiaron las reservas de carbón de la formación en la región de Santo Domingo, Táchira. BOESI et al., (1988) la describieron brevemente como facies Los Cuervos en el frente norandino, entre Lobatera (Táchira) y El Vigía (Mérida). KISER (1989) revisó la unidad como integrante del Grupo Orocué, en el sur y sureste del estado Táchira. MÁRQUEZ y MEDEROS (1989) estudiaron en detalle las características sedimentológicas, en los afloramientos del sector Lobatera-El Vigía. Localidad tipo: NOTESTEIN et al. (op. cit.), designaron como localidad tipo a la quebrada Los Cuervos, tributaria del río Catatumbo, aguas abajo de Puerto Barco. Departamento Norte de Santander, Colombia. Dichos autores, sin embargo, señalan mejores secciones unos 15 km al norte, en el anticlinal del Río de Oro, en las cuales se basó la descripción original. Extensión geográfica: En Venezuela, la formación se reconoce en la parte suroccidental del estado Zulia, en el Táchira y suroeste de Mérida. Descripción litológica: NOTESTEIN et al. (op. cit.), describen la litología de la formación, como constituida principalmente por arcilitas y lutitas con capas de carbón en la base y algunas capas de arenisca a través de la sección. Los 75 m inferiores consisten en lutitas y arcilitas gris oscuro, carbonáceas, intercaladas con limolitas micáceas y carbonáceas, areniscas de grano fino y carbón. Se encuentran algunas calizas delgadas conestructuras de "cone-in-cone". Las capas de carbón varían en espesor entre 0,5 y 2,5 m. La parte superior de la sección consiste en arcilitas gris a gris verdoso, parcialmente limolíticas y sideríticas, con esferulitas de siderita. Las arcilitas se presentan con frecuencia moteadas en rojo, amarillo y púrpura. Las areniscas en esta parte de la sección son gris-verdoso, arcillosas, en capas de menos de 6 m. FIERRO y USECHE (op. cit.) describen una litología muy semejante en la región del Nula, mencionando capas de carbón de hasta 4 m en la parte inferior, así como areniscas calcáreas y pequeños lentes de yeso. El ambiente sedimentario de la formación corresponde a una llanura costera baja, con abundante vegetación e influencia de ríos y aguas marinas someras. Espesor: En el área de la concesión Barco, el espesor de la formación varía entre 245 y 490 m (NOTESTEIN et al., op. cit.). TRUMP y SALVADOR (op. cit.) mencionan espesores que van de 420 m a 50 cm en la región de San Cristóbal. FIERRO y USECHE estiman 300 m de espesor en el Nula. Relaciones de campo: La Formación Los Cuervos yace concordantemente sobre la Formación Barco. En el tope, el contacto con la Formación Mirador está marcado por la aparición de grandes bancos de arenisca. NOTESTEIN et al., (op. cit.) señalan que el 642 contacto es discordante en varias localidades de la concesión Barco, y postulan un considerable hiatus de tiempo en las áreas de bajo relieve. Fósiles: En los afloramientos de la concesión Barco no se han encontrado fósiles. FIERRO y USECHE (op. cit.) mencionan fauna de moluscos no diagnóstica (¿Diplodonta? sp, Anomia sp y fragmentos de ostras). BOESI et al., (op. cit.) señalan que la formación contiene polen de las zonas de Faveotricolpites perforatus, Gemmatephanocolpites gemmatus y Spinozonocolpites baculatus. Edad: Paleoceno, edad confirmada por el contenido palinológico. Correlación: La Formación Los Cuervos correlaciona con las formaciones Guasare y Marcelina del oeste de la cuenca de Maracaibo. Importancia económica: La Formación Los Cuervos es productora de petróleo en la concesión Barco, Colombia y en el campo Tarra en Venezuela. En el área de Santo Domingo, BAR y PEÑA (op. cit.) reportan mantos de carbón que pueden tener importancia comercial. Véase: OROCUÉ, GRUPO VÁLIDO LOS FRAILES, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío: Maestrichtiense) Dependencias Federales (Isla de los Frailes) Referencias: RIVERO (1956), publica este nombre, utilizado por GONZÁLEZ DE JUANA en un informe inédito para designar la sucesión de volcánicas intermedias, ftanitas negras y radiolaritas que afloran en las islas Los Frailes, y que denomina Formación Los Frailes. TAYLOR (1960) realiza un estudio detallado de la porción que aflora en la isla de Margarita. JAM y MENDEZ AROCHA (1962) vuelven a describir el pequeño afloramiento de Punta Gorda, isla de Margarita. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) cita la formación como fuente sedimentaria del Grupo Punta Carnero. MOTICSKA (1972) realiza un estudio petrográfico detallado de las islas Los Frailes, y menciona el levantamiento geológico efectuado con anterioridad por BALDA (1961) y la descripción petrográfica hecha por MARTÍN (1961), ambas contribuciones inéditas. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) efectúan una determinación geocronológica en una diabasa del archipiélago. Localidad tipo: En el centro de la ensenada sureste de la isla Puerto Real, la mayor de las islas Los Frailes, a unos 13 km al noreste de Puerto Fermín (JAM y MÉNDEZ AROCHA, 1962). Basado en un conocimiento más detallado de las islas, MOTICSKA (1972) propone como una localidad tipo la isla La Peña, en el extremo suroriental de las islas. 643 Extensión geográfica: Todas las islas Los Frailes que ocupan un área total de 14 km2 (islas Puerto Real, La Peche, Cominoto, El Chaure, La Peña, Los Mabobos, Cheperepe, Guaracaida, Guariare y Los Paticos) y en punta Gorda (albufera de Guacuco) costa oriental de la isla de Margarita. MOTICSKA (1972) sugiere que los diques de rocas subvolcánicas que afloran en Macanao pudiesen pertenecer a esta actividad ígnea. Descripción litológica: La unidad está constituida esencialmente por tobas volcánicas estratificadas de sedimentación submarina y una secuencia de coladas basálticas, localmente almohadilladas; este conjunto se halla profusamente invadido e intrusionado por basaltos y diabasas toleíticas. De base a tope se reconocen tobas cristalinas afaníticas, estratificadas de hasta 10 m de espesor, que fueron sucesivamente cubiertas por coladas, de espesor variable, de basaltos toleíticos afaníticos microporfídicos o equigranulares de basaltos toleíticos, porfídicos, y de basaltos toleíticos alveolares porfídicos con matriz hialopilítica, que representan el tope de lasecuencia y que con frecuencia, se hallan densamente cargados de abundantes xenolitos (flujo de brecha basáltica). Estas unidades estratiformes fueron inicialmente intrusionadas por gruesos sills y diques de diabasa toleítica de grano fino, y posteriormente, por un basalto toleítico porfídico con matriz afanítica en diques de pocos centímetros a 10 m de espesor. El evento ígneo final es el emplazamiento de potentes diques verticales de diabasas gabroides, que alcanzan espesores de hasta 20 m parcial a totalmente epidotizadas. En punta Gorda, isla de Margarita: la unidad se compone de una intercalación de ftanitas con rocas volcánicas efusivas y con tobas, que fueron invadidas por diques subvolcánicos. Los estratos de esta formación no muestran indicios de plegamientos y los pocos arqueamientos presentes son de origen acumulativo. La tectónica se reduce a un profuso fallamiento gravitacional normal, de ángulo alto, escaso salto y con rumbo general E-O. Ambiente tectónico y petrogénesis: Las islas Los Frailes, el Grupo de Los Testigos, la isla La Sola, la porción de la Formación Los Frailes en Margarita y posiblemente los diques de rocas subvolcánicas en Macanao, forman una línea de actividad volcánica fisural contemporáneo de tipo básico y, aunque el arco volcánico de las Antillas Menores de Sotavento parece formar la continuación natural de esa línea, su actividad volcánica es posterior (MOTICSKA, 1972). "La intercalación de ftanitas y rocas volcánicas (en Margarita) sugiere la ocurrencia de erupciones volcánicas submarinas de carácter periódico, asociadas con el depósito de sedimentos originados por la precipitación coloidal de material silíceo, probablemente de origen orgánico" (JAM y MÉNDEZ AROCHA, 1962). Espesor: En el área de afloramiento el espesor es inferior a 1000 m., lo máximo que se ha medido es 14 m. Relaciones de campo: En las islas Los Frailes, la base de la formación yace por debajo del nivel del mar, y su tope ha sido erosionado. En la isla de Margarita, el contacto inferior no está expuesto, pero se supone que yace discordantemente sobre el complejo basa] metamórfico. Edad: SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) determinaron una edad K/Ar de 66 (+5,1) Ma en la roca total de una diabasa de las islas Los Frailes. Anteriormente se le había 644 asignado una edad del Cretácico tardío, en vista de que, por una parte, el evento volcánico es posterior al metamorfismo regional de la isla de Margarita (Cretácico medio-tardío) y, por la otra, es anterior a la sedimentación del Grupo Punta Camero (Eoceno temprano a medio), en cuya parte inferior, en la Formación Las Bermúdez, se describen clásticos gruesos provenientes de la Formación Los Frailes. No se hanencontrado fósiles en los sedimentos silíceos de esta formación. Correlación: La formación ha sido correlacionada con la Formación Knip de Curazao, compuesta por jaspes, ftanitas, tobas y diabasas (PALOMBO, 1950 en JAM y MÉNDEZ AROCHA, 1962). Estos autores también la correlacionan con las formaciones Querecual y La Luna, ambas del Cretácico medio. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) la comparó además con las ftanitas de la Formación San Antonio. MOTICSKA (1972) sugirió una correlación con las volcánicas del archipiélago de Los Testigos. VÁLIDO LOS GUINEOS, FORMACIÓN PALEOZOICO (Devónico) Estado Zulia. Referencias: BOWEN (1972) introduce el nombre de Formación Los Guineos, para designar una sección de 300 m de espesor de clásticos fosilíferos del Devónico inferior, discordante sobre el Granito de Lajas y en contacto de falla en su tope, con la Formación Río Palmar del carbonífero, y con la Formación La Quinta. ORTIZ (1977) describe la formación, en la región comprendida entre las cabeceras de los ríos Palmar y Lajas. Localidad tipo: La sección tipo se midió en el caño Los Guineos, tributario occidental del río Lajas. (Hoja Nº 5647, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Esta formación aflora en una zona comprendida entre el río Lajas y su afluente, la quebrada Los Guineos, en la sierra de Perijá. Descripción litológica: En su base se presentan 20 m de una brecha de guijarros, discordante sobre el Granito de Lajas, bastante bien escogida, bien litificada, compuesta principalmente de guijarros angulares de cuarzo de veta, y de escasas cuarcitas finas gris. Le siguen 6 m de arenisca cuarcítica gruesa, mal escogida, de color gris pardo, con estratificación cruzada, cubierta a su vez, por 3 m de brecha de guijarros de cuarzo. Suprayacente a esta secuencia, aparecen lutitas limosas, grises, ligeramente filíticas y areniscas laminadas en estratos delgados, con ocasionales lechos más espesos de areniscas, a menudo lenticulares, con estratificación cruzada, de grano medio a grueso, mal escogidas y de color gris pardo, y de areniscas arcósicas. En la parte media y superior de la unidad, predominan las areniscas, seguidas por lutitas grises, algunas areniscas de color gris púrpura, limolitasy lutitas limosas, y finalmente, se encuentran calizas negras fosilíferas y margas limosas, con abundantes macrofósiles de color gris oscuro. La fauna nerítica indica un ambiente marino, de aguas llanas. 645 Espesor: El espesor estimado para la unidad, es de 350 a 400 m. Relaciones de campo: La Formación Los Guineos es discordante sobre el Granito de Lajas, e infrayace en contacto de falla a la Formación Río Palmar, Formación La Quinta y Río Negro. Fósiles: En la parte superior de la unidad, se presentan varios horizontes fosilíferos compuestos fundamentalmente por Braquiópodos, Bivalvos, Briozoarios y Equinodermos. Se determinaron las siguientes especies: Acrospirifer, olsoni CASTER; Amphigenia elongata HARRIS; Atrypa harris CASTER; Eoderonaria imperialis CASTER; Chonetes sp., Elytha colombiana CASTER; Leptaena boyara CASTER; Rhipidomella liddlei HARRIS; Spirifer weisbordi Harris; Aviculopecten sp., placas de Crinoideos; Fenestella sp. Edad: Los elementos faunales diagnósticos, corresponden a la parte superior del Devónico temprano. VÁLIDO LOS HERMANOS, COMPLEJO MESOZOICO (Cretácico tardío) Dependencias Federales (Islas Orquilla y Grueso). Referencias: La primera mención de la geología de las islas Los Hermanos, se debe SIEVERS (1898), quien cita la opinión de CODAZZI (1840), a quien estas islas le parecen ser "la cima de una cadena montañosa submarina"; también menciona a LUDWIG, quien en 1883, halló "rocas eruptivas, aparentemente diabasas". RUTTEN (1931) realiza las primeras descripcionespetrográficasde gabrodioritas hornabléndicas recolectadas por el naturalista LOWE en 1911. Posteriormente, ZULOAGA (1953) describe pegmatitas graníticas, hornabléndicas dioríticas y gneises dioríticos. MALONEY (1971), halló vetas de cuarzo, esquistos, gneises y anfibolitas. En 1973, SCHUBERT y MOTICSKA realizaron un primer levantamiento geológico sistemático del grupo de islas. En vista de la falta de una denominación formal de esta unidad litodémica, MOTICSKA (1987) propone el nombre de Complejo Los Hermanos. Localidad tipo: Las islas Orquilla y Grueso, Dependencias Federales, en las que afloran respectivamente, los dos tipos litológicos más importantes, que son los esquistos biotíticos y los gneises hornabléndicos (MOTICSKA op. cit.). Extensión geográfica: Las siete islas e islotes Los Hermanos, Dependencias Federales. Descripción petrográfica: Este grupo de pequeñas islas se componen esencialmente de esquistos y gneises cuarzo-feldespático-biotítico-epidóticos, de gneises feldespáticohornabléndicos y en menor proporción, de anfibolitas, epidositas y de diques pegmatíticos. 646 Los primeros afloran en las islas Orquillas y Morochos; SCHUBERT y MOTICSKA (1973) consideran que esta unidad es la roca caja del batolito expuesto en La Blanquilla y Los Hermanos. El segundo tipo litológico, el gneis feldespático hornabléndico, aflora en las islas Grueso, Pico, Fondeadero y Chiquito. MALONEY (1971) incluye estas rocas en su complejo batolítico, SCHUBERT y MOTICSKA (1973) piensan que se trata más bien de la roca caja alterada por un metasomatismo básico. La anfibolita se presenta en masas tabulares y bandas, dentro del gneis hornabléndico en las islas Orquilla y Fondeadero; es de carácter aparentemente intrusivo y su petrografía es idéntica a la anfibolita de La Blanquilla. Las pegmatitas cuarzo-pertítica forman diques de espesor variable, desde pocos centímetros hasta 50 cm, y su litología es semejante a la de La Blanquilla, afloran en las islas Chiquito y Fondeadero. Las islas Los Hermanos parecen estar extensamente falladas, debido a esfuerzos de compresión; el rumbo del fallamiento es este-oeste y norte-noroeste (MALONEY, 1971). Las rocas en Los Hermanos se hallan densamente diaclasadas. Se reconocen dos niveles de terrazas erosionales en la isla Fondedero. Relaciones de campo: MALONEY (1971) estipula que las rocas de Los Hermanos, representa la facies meridional (metamorfizada) del gran complejo batolítico, que incluye el Plutón de Garantón en La Blanquilla; SCHUBERT y MOTICSKA (1973) piensan que las metamorfitas de Los Hermanos son la roca caja del Plutón de Garantón. La anfibolita aparenta ser intrusiva en los gneises y esquistos. En estas islas no se han observado rocas distintas a las que componen el complejo. Edad: SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) realizaron determinaciones geocronológicas por el método K/Ar en las hornablendas de tres muestras del gneis hornabléndico. Las edades resultantes varían de 67 ± 5.1 Ma a 71 ± 6.0 Ma, edades que corresponden al Cretáceo superior (Maestrichtiense). Correlación: RUTTEN (1931) correlaciona su gabrodiorita hornabléndica con las rocas equivalentes en Aruba. MALONEY (1971) compara este complejo con uno muy similar que aflora en la isla de La Orchila. VÁLIDO LOS JABILLOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Anzoátegui. Referencias: La unidad fue descrita con el nombre de "arenisca de Los Jabillos" por HEDBERG y PYRE (1944) con la categoría de miembro basal de la Formación Merecure. HEDBERG (1950-a) ascendió Los Jabillos a rango formacional, uso aceptado por todos los autores posteriores. LAMB y SULEK, (1968); CHIOCK (1985) y ROSSI (1985) la identifican en el subsuelo. Posteriormente, MACSOTAY et al. (1986) la estudian al este del río Querecual y POTIE (1989) en la región del río de Oro. 647 Localidad tipo: Afloramientos en el lecho del rio Querecual, desde la carretera BergantínCrucero de Las Tablillas. El nombre proviene del cerro Los Jabillos, constituida por las areniscas de esta unidad, al este del río Querecual (VIVAS, 1986). En los afloramientos de la sección tipo, dominan las areniscas macizas pero cuando las aguas del río se hallan bajas, se observan las ritmitas intercaladas. Extensión geográfica: La Formación Los Jabillos aflora desde los alrededores del hospital general de Barcelona en el núcleo del sinclinal de Tinajitas por el oeste, hasta los alrededores de Quiriquire, por el este; sus afloramientos se hallan de manera casi continua en todo el frente de montaña meridional de la serranía del Interior oriental (RENZ et al., 1958; ROSALES, 1967). Ha sido identificada en el subsuelo de la subcuenca de Maturín por LAMB y SULEK, (1968); CHIOCK (1985) y ROSSI (1985). Descripción litológica: Consiste en una alternancia monótona de paquetes decamétricos de cuarzoarenitas blancas, intercaladas con capas métricas a submétricas de ritmitas arenosolimosas o Iutitas arenosas (HEDBERG y PYRE, 1944; FEO CODECIDO en MMH, 1956; MACSOTAY, 1978; MACSOTAY et al., 1986). Las areniscas son cuarcíticas, blancas a blanco rojizo, de grano medio a grueso, con guijas y guijarros de cuarzo en hiladas, comunes hacia el tope de las secuencias. Las ritmitas areno-limosas son grises a gris parduscas con frecuentes bioturbaciones del tipo Rhizocorallium (MACSOTAY et al., 1986). Hacia el este, en el Río de Oro, muchas de las areniscas macizas se tornan de color rojo vivo, por los óxidos de hierro y la unidad se torna pelítica, hacia el tope (POTIE, 1989). Se le atribuyó ambiente marino litoral, con marcada influencia fluvial local (ROSALES, 1967); las areniscas con Ophiomorpha fueron interpretadas como barras submarinas de plataforma interna (MACSOTAY, 1978); las lutitas ritmiticas con Rhizocorallium también sugieren depositación en plataforma submarina en los afloramientos superficiales (MACSOTAY et al, 1986). La presencia de glauconita reportada por CAPET (1990) en las areniscas apoya la interpretación de marino de plataforma profunda, localmente. Espesor: En la sección tipo del río Querecual, los espesores varían de 110 a 200 m sobre el flanco volcado del anticlinal de Bergantín (VIVAS, 1987). Hacia el noroeste, disminuye a menos de 40 m en el sinclinal de Tinajitas; en el Río de Oro, en Monagas noroccidental, conserva los espesores dihectométricos (GONZALEZ DE JUANA et al., 1980, POTIE, 1989). Hacia el este, también disminuye el espesor a solo 25 m en el río Aragua del estado Monagas nor-central (LAMB, 1964). Relaciones de campo: El contacto inferior fue considerado transicional (HEDBERG y PYRE, 1944; HEDBERG, 1950; FEO CODECIDO, en MMH: 1956: 331-332) entre el río Querecual y el río Guarapiche, presentando interdigitación con el miembro Tinajitas de la Formación Caracas, hacia el oeste. El tope de la Formación Los Jabillos está en contacto concordante, transicional y diacrónico con las lutitas de la Formación Arco en la serranía y con las de la parte inferior de la Formación Carapita en el subsuelo del estado Monagas (CHIOCK, 1985). 648 Fósiles y edad: En el extremo oriental de sus afloramientos, la microfauna de las unidades pelíticas infra y suprayacentes, han permitido proponer una edad Oligoceno temprano (zonas C. chipolensis/P. micra a G. ampliapertura) según los trabajos de LAMB (1964) reinterpretados por ROSALES (1968). En el sector occidental, en el dominio de BergantínGuanta, bivalvos y gasterópodos) son atribuidos por MACSOTAY et al., (1986) al Oligoceno. Nannoplancton del río Capiricual, procedente de esta formación, fue identificada como de edad Oligoceno tardío. Correlación: La Formación Los Jabillos se correlaciona con la Formación Merecure de la faja bituminosa del Orinoco, en el dominio autóctono. Hacia el este, su correlación es con la Formación Cipero inferior, de Trinidad (CARR-BROWN, y FRAMPTON, 1979). Hacia el oeste se correlaciona con la Formación La Pascua, del subsuelo de la subcuenca de Guárico. Sinonimia: El término "areniscas de Las Peñas" (GONZALEZ DE JUANA y AGUERREVERE, 1938) es sinónimo dela Formación Los Jabillos. Véanse: MERECURE, FORMACIÓN y MERECURE, GRUPO. INVÁLIDO LOS LLANOS, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Monagas. Según SALVADOR (1964-b), "El término grupo Los Llanos aparece sólo en el cuadro de correlación de la versión en castellano de la monografía de REGAN sobre el campo de Quiriquire (REGAN, 1938). En el texto de la monografía, como también en el texto y cuadro de correlación de la versión en inglés, el término ha sido abreviado a Llanos". INVÁLIDO LOS LLANOS, GRUPO O SERIE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. El nombre Los Llanos fue usado por REGAN (1938), para designar las rocas productoras del campo de Quiriquire. El nombre sólo aparece en la tabla estratigráfica; en el texto, el autor se refiere a las mismas rocas como Formación Quiriquire. INVÁLIDO LOS MELONES, FORMACIÓN 649 CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este nombre, que nunca tuvo vigencia, fue introducido por GARNER (1926) para designar una parte indefinida de la Formación Los Ranchos de uso actual. INFORMAL LOS MONJES, ORTOANFIBOLITA DE MESOZOICO (Cretácico temprano: Aptiense) Dependencias Federales (Archipiélago de Los Monjes). El primer estudio geológico formal de este archipiélago fue iniciado por BELLIZZIA et al., en 1969, y continuado por los mismos autores en 1976. Durante la primera fase de la investigación, sólo se describió la geología de las islas Monjes del Sur, cuya monótona litología fue clasificada como ortoanfibolita. En una segunda fase, se extendió el estudio a los Monjes del Este y Monjes del Norte; en estas últimas, se describe la intrusión de un gabro hornabléndico cuarcítico. Durante ese período de investigaciones, SANTAMARIA y SCHUBERT (1974) determinaron una edad Cretácica de las anfibolitas, con base a estudios geocronológicos radimétricos. La localidad tipo se encuentra en el archipiélago Los Monjes, Dependencias Federales de Venezuela, a 40 km al noreste de la península de La Guajira en el golfo de Venezuela. El archipiélago está constituido por ortoanfibolitas de color negro y negro verdoso. Únicamente en los islotes de los Monjes del Norte, se presenta una pequeña intrusión leucocrática de gabro hornabléndico cuarcítico. Se describen dos tipos de ortoanfibolitas: una de grano grueso, de origen intrusivo y de carácter gabroide metamorfizado (metagabro o gabro anfibolitizado) y otra de aspecto afanítico a porfídico, de origen volcánico o subvolcánico y de carácter basáltico (metabasalto, metadiabasa). La mineralogía es uniforme en estos dos tipos litológicos y a través de las islas. Presenta en orden decreciente de abundancia: un anfíbol actinolítico, una plagioclasa andesina-labradorita parcial a totalmente alterada a epidoto y a sericita, y cuarzo secundario. Las texturas premetamórficas, tanto del tipo gabroide como del tipo basáltico a diabásico, se han preservado en numerosos sitios. Las anfibolitas se presentan localmente cizalladas y exhiben excelente diaclasado. El gabro hornabléndico cuarcítico que se observa en la isla mayor de Los Monjes del Norte, es intrusivo en las anfibolitas basálticas. Se trata de una roca leucocrática de grano grueso, y que contiene hornablenda verde como coronas de reacción alrededor del clinopiroxeno; además, presenta plagioclasa cálcica y cuarzo. Las metaígneas de Los Monjes se consideran como un segmento de la corteza oceánica, donde originalmente ocupaban un nivel poco profundo. BELLIZZIA et al. (1976), concluyen que las rocas metaígneas máficas, corresponden a un complejo delopolitos máficos poco profundos, cortados por rocas intrusivas y efusivas basálticas. Las facies zeolíticas que exhiben los basaltos de Los 650 Monjes del Este, indican su escasa profundidad. El grado metamórfico de Los Monjes del Norte y del Sur, se sitúa entre el esquisto verde y la anfibolita epidótica, correspondiente a mayores profundidades. El gabro cuarcítico de Los Monjes del Norte, representaría una roca intrusiva comagmática de las metaígneas restantes. El complejo metaígneo aflora en las islas e islotes del archipiélago de Los Monjes desconociéndose sus posibles relaciones con otro tipo de rocas. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) determinaron edades absolutas K/Ar de 116 ± 13 Ma y 114 ± 12 Ma, en un anfibol y en la roca total (ortoanfibolita),respectivamente.Las mismas corresponden al Cretácico temprano (Aptiense). En las penínsulas La Guajira y Paraguaná y en las islas vecinas, se desconoce este tipo de rocas anfibólicas, aunque se reconocen similitudes geoquímicas con los basaltos toleíticos del cerro de Santa Ana en Paraguaná y con el basalto de la isla Los Hermanos. INVÁLIDO LOS MORROS DE SAN JUAN, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. Este término informal, introducido por LIDDLE (1946) para designar las calizas paleocenas que forman los morros de Guárico septentrional, fue sustituido posteriormente por el de Miembro Morro del Faro (Formación Guárico). Las referencias pertinentes han sido resumidas por SALVADOR (1964-b). Véase: MORRO DEL FARO, MIEMBRO. VÁLIDO LOS NARANJOS, MIEMBRO (Formación Tucutunemo) PALEOZOICO SUPERIOR Estado Aragua. Este nombre fue introducido por MACLACHLAN et al. (1960) para designar una secuencia de rocas metavolcánicas que afloran en elestado Aragua, en la parte inferior de la Formación Tucutunemo. Las rocas expuestas al norte de Tácata, estado Miranda, que SMITH (1952) consideró dentro de la Formación Tiara, fueron incluidas dentro de este miembro por los autores mencionados. Posteriormente, SHAGAM (1960). BECK (1985, 1986) la describen con más detalle por presentar diversas secciones geológicas donde se incluyen rocas atribuidas a esta unidad, si bien él no las separa de la Formación Tucutunemo, así mismo las considera bajo su "Napa de Caucagua-El Tinaco". OSTOS (1990a; 1990b, p. 57) estudia estas rocas como parte de su sección La Victoria-San Sebastián. BECCALUVA et al. (1995, 1996), publica resultados de análisis petrográficos. 651 El Miembro Los Naranjos aflora típicamente en la quebrada Los Naranjos afluente del río Pao, a unos 15 km al sureste de La Victoria, estado Aragua. (Hoja Nº 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Se extiende por los estados Aragua, Miranda y Cojedes norcentral. Buenos afloramientos se encuentran cerca de la localidad tipo y en el cerro Los Naranjos, así como en el río Toro, al noroeste de El Pao de Zárate y La Candelaria, estado Aragua. MACLACHLAN et al. (1960) y SHAGAM (1960) indican que la litología dominante de la unidad en la sección tipo es la metalava maciza, pero disminuye hacia el oeste, donde la sección se hace más tobácea y las brechas de flujos son comunes. La metalava es de color verde claro o verde azulado más oscuro en las rocas de textura más afanítica; localmente pueden ser ligeramente porfídicas con fenocristales de plagioclasas muy alteradas y augita muy fresca y sin señales de recristalización. En la quebrada Los Naranjos se encuentran brechas de flujos con fragmentos angulares de varios centímetros de diámetro. BECK (1985, 1986) igualmente distingue una sección predominantemente de metalava y otra de metatoba, y presenta varios secciones geológicas detalladas donde se ven las relaciones de estas rocas con las adyacentes (p. 198). BECCALUVA et al. (1995, 1996, p. 92) señala que en la zona del río Toro, se observan buenos afloramientos de lavas basálticas de afinidad toleítica; según lo indica la geoquímica de muestras analizadas, petrográficamente, son rocas esquistosas con una asociación mineralógica de la facies de los esquistos verdes (albita, epidoto, clorita y actinolita). En una muestra de grano grueso observa textura ofítica. Los autores del nombre señalan un espesor de unos 1200 m en la localidad tipo, pero a unos 15 km al oeste de esta zona el espesor disminuye a unos 200 m. MACLACHLAN et al. (1960) mencionan que en su parte superior las metavolcánicas se intercalan con las filitas de la Formación Tucutunemo. En las secciones presentadaspor BECK (1985, 1986) los contactos con los demás tipos de rocas de la Formación Tucutunemo se presentan concordantes. No se han encontrado fósiles. BECK (1985, 1986) publica una determinación K/Ar de 73,5±1,9 Ma, que se interpreta como correspondiente al evento metamórfico del Cretácico tardío. Este valor coincide con la edad tradicionalmente aceptada para la Formación Tucutunemo, pero a partir del trabajo de BENJAMINI et al. (1986a, b), quien encuentra fauna del Pérmico en muestras de mármol de esta formación, la edad Paleozoico se hace extensiva al Miembro Los Naranjos. Esta edad es aceptada por OSTOS (1990a, b). Según SEIDERS (1965) las metalavas de Los Naranjos, son similares a aquellas presentes en sus "Rocas de Conoropa" en la zona de Santa Lucía-Caucagua, estado Miranda. MENÉNDEZ (1966,) señala que el Miembro Los Naranjos es correlacionable con unidades tales como Las Placitas, Aragüita, Rocas de Conoropa y Pilancones, todas ellas contentivas de rocas metavolcánicas. Aún desde el período colonial se conoce de la presencia de mineralizaciones de cobre cerca de El Pao de Zárate, estado Aragua. Las concesiones otorgadas a inicios de este siglo se denominaron "La Providencia". Véase: FORMACIÓN TUCUTUNEMO. 652 INVÁLIDO LOS QUIRÓS, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término es ortografía errónea, empleada por MAURY (1925-c) y GARNER (1926), de Quiroz. Véase: QUIROZ, FORMACIÓN. VÁLIDO LOS RANCHOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Referencias: El término Formación Los Ranchos fue publicado originalmente por LIDDLE (1928). HEDBERG y SASS (1937), LIDDLE (1946) y SUTTON (1947), describen la formación en términos similares a los de la descripción original. MILLER (op. cit.) propone una sección tipo al suroeste de La Villa del Rosario. Perijá, dando una descripción detallada de los afloramientos. YOUNG (1958), la describe brevemente al reseñar las formaciones oligo-miocenas del oeste del lago de Maracaibo. QUIJADA y CALDERA (1985), mencionan la formación en el subsuelo del campo Alpuf. Localidad tipo: Finca Los Ranchos, a 15 km al noreste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia. La sección propuesta por (MILLER op. cit.) está en el camino que sale hacia el oeste, en el kilómetro 98 de la carretera de Perijá, 12 km al suroeste de La Villa del Rosario. (Hoja Nº 5646, escala 1:100.000). Extensión geográfica: La Formación Los Ranchos aflora en la zona piemontina de la sierra de Perijá, en el distrito Perijá. En el distrito Mara, SUTTON (1946), menciona afloramientos al este de la falla de Los Ocho, entre los ríos Cachiri y Guasare y a lo largo del eje del sinclinal de Manuelote. En el subsuelo, la formación se extiende hacia el este, hasta pasar a la Formación Lagunillas cerca de la costa occidental del lago de Maracaibo. Descripción litológica: En el área tipo la Formación Los Ranchos está compuesta en un 50 ó 60%, por areniscas bien estratificadas, micáceas y ferruginosas con algunas capas delgadas de areniscas conglomeráticas y conglomerados, el resto de la litología se compone de lutitas arcillosas grises, y arcilitas. Al sur del río Apón, en la parte central de Perijá, el contenido de lutitas grises alcanza a más de las tres cuartas partes de los afloramientos, combinadas con areniscas ferruginosas delgadas, con estratificación cruzada (MILLER, op. cit.). Los sedimentos de la Formación Los Ranchos representan un ambiente de lagunas costeras de agua dulce o salobre, con alguna influencia de sedimentación subaérea. 653 Espesor: En la sección tipo, el espesor de la Formación Los Ranchos es de 1500 m (MILLER op. cit.); en los pozos cercanos se han penetrado 1300 m. En el campo Alturitas KEY (1960), indica 790 m. Relaciones de campo: La Formación Los Ranchos yace concordantemente sobre la Formación Cuiba, unidad superior del Grupo El Fausto, caracterizándose el contacto por el paso de las arcilitas casi puras de Cuiba a las areniscas de Los Ranchos. En el tope, la formación es concordante y transicional con la formación La Villa. Fósiles: HEDBERG y SASS (1937), mencionan escasos foraminíferos de agua salobre, como Quinqueloculinafusca BRADY y Rotalia becarii LINNÉ. YOUNG (1958), menciona aisladas ocurrencias de Haplophragmoides, Trochammina y Bathysiphon en muestras de pozos. Edad: Mioceno medio. Correlación: De acuerdo con YOUNG (op. cit.) la Formación Los Ranchos correlaciona con la parte superior de la Formación Lagunillas, siendo ésta la correlación generalmente aceptada. Hacia el sur, correlaciona con el Grupo Guayabo sin diferenciar del Zulia suroccidental. Sinonimias: Los términos en desuso, Formación Los Melones y Formación Arimpia de GARNER (1926), se consideran sinónimos de la Formación Los Ranchos. VÁLIDO LOS ROBLES, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense?) Estado Nueva Esparta. Referencias: HESS y MAXWELL (1949) introdujeron el nombre de Grupo Los Robles, para designar una espesa sección de rocas metamórficas de bajo grado, expuestas al oeste de la población de Los Robles, isla de Margarita. TAYLOR (1960), siguió este criterio e incluyó en el grupo a la caliza marmórea de El Piache. JAM y MÉNDEZ A. (1962) excluyeron de nuevo a la caliza de El Piache y distinguieron cuatro unidades litológicas esquistosas. GONZÁLEZ DE JUANA (1968, 1980), sugirió dividir el grupo en dos formaciones, El Piache, inferior y El Cauca, superior. (CHEVALIER, 1987) incluye la Formación El Piache en el Grupo Juan Griego, quedando Los Robles reducido a la unidad pelítica denominada El Cauca. La Sub-comisión del Léxico Estratigráfico de Venezuela considera que debe conservarse el nombre Los Robles, en su nueva acepción Formación Los Robles, por antigüedad. Localidad tipo: La formación está expuesta en el extremo sur y sureste de la isla de Margarita, en los cerros y colinas ubicados entre las poblaciones de Porlamar, Atamo y Los Robles, (Hojas Nº 7448 (y 7449?), escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Los mejores 654 afloramientos se encuentran en la fila de El Cauca, al este de la carretera PorlamarGuatamare. Extensión geográfica: La unidad aflora también en el flanco occidental del cerro Matasiete, en el sector meridional de las Tetas de María Guevara y en la parte septentrional de la península de Macanao. Descripción litológica: GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) distinguen dos secuencias dentro de la unidad. La secuencia inferior es pelítica, representada por filitas cuarzosericítico-cloríticas, que se van haciendo más calcáreas hacia el contacto con la Formación El Piache, infrayacente. La secuencia samítica superior, está representada por esquistos cuarzo-micáceo-cloríticos, con plagioclasa, epidoto y sericita, y en menor proporción, por cuarcitas micáceo-epidóticas y algunos metaconglomerados cuarzo-albíticos. Espesor: TAYLOR (1960), estimó un espesor mínimo de 2000 m para el antiguo Grupo Los Robles. Considerando que la potencia de la Formación El Piache es reducida, el espesor de la Formación Los Robles debe ser aproximadamente de ese orden. Relaciones de campo: La unidad sobreyace a la Formación El Piache en contacto transicional. En ausencia de esta unidad, se ha observado un contacto tectónico con el Grupo Juan Griego. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), indican que la parte superior de la formación, está cubierta por aluvión y sedimentos terciarios. CHEVALIER (1987) menciona un contacto tectónico con el Complejo Metaofiolítico de Paraguachí. Fósiles: La fauna encontrada en esta formación, se limita a escasos ejemplares de Hebergella sp., provenientes de mármoles expuestos cerca de la punta La Lavandera, en la península de Macanao. Edad: La edad determinada a esta formación, con base a su escasa fauna, es Cretácico medio, probablemente Cenomaniense. CHEVALIER (1987) considera que la edad de esta secuencia puede extenderse hasta el Turoniense. Correlación: La unidad se correlaciona con la Formación Laguna Chica de la península de Araya-Paria, Presenta también semejanzas litológicas con las formaciones Carúpano y Tunapui, de esa misma región. Ambiente tectónico y Petrogénesis: Las rocas sedimentarias que dieron origen a esta secuencia, fueron depositadas en ambiente de plataforma en el paleo-margen continental de sudamérica (CHEVALIER, 1987). INVÁLIDO LOS ROBLES, GRUPO MESOZOICO (Cretácico) Estado Nueva Esparta. 655 HESS y MAXWELL (1949) introdujeron este nombre para designar una sección de rocas metamórficas de bajo grado, expuestas al oeste del pueblo de Los Robles, en la isla de Margarita. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) sugirió dividir el grupo en dos formaciones, pero la unidad inferior, correspondiente a los mármoles de El Piache, es actualmente incluida en el Grupo Juan Griego. En estas circunstancias, no se justifica mantener el rango de grupo para la sección restante, a la cual se asigna con rango de formación, el nombre de Los Robles, prioritario por antigüedad y difusión, sobre la designación de Formación El Cauca, propuesta para esta secuencia. Véase: LOS ROBLES, FORMACIÓN. VÁLIDO LOS ROQUES, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Dependencias Federales (Archipiélago Los Roques). Referencias: LUDWIG, (1886-1888) visita las Dependencias Federales, incluyendo Los Roques, recolectó muestras que fueron estudiadas por BERGT y los resultados publicados por SIEVERS (1898). ROST (1938) realizó un reconocimiento en las islas Gran Roque y La Orchila, cuyo objetivo principal fue el estudio de los depósitos de fosfatos. Otros informes relacionados con la isla Gran Roque fueron publicados por MCCONNELL (1941), BOWEN (1964) y ESPINAL (1964). La SOCIEDAD DE CIENCIAS NATURALES LA SALLE (1956) efectuó un estudio general en el archipiélago Los Roques y La Orchila, sobre las características generales geográficas, geológicas, edafológicas, etc. BERMÚDEZ (1956) publica un estudio sobre los foraminíferos recientes de Los Roques y La Orchila. SCHUBERT y MOTICSKA (1972) efectúan un estudio detallado de las rocas ígneas y metamórficas del Gran Roque. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) estudiaron la geoquímica y definieron las edades de las rocas ígneas y metamórficas de las islas en las Dependencias Federales, así como Curazao, Aruba y Bonaire. MÉNDEZ (1977) realiza un estudio detallado sobre la geología sedimentología, morfología, biota, etc., MÉNDEZ (1984) estudia los ambientes sedimentarios, facies biota y distribución de la misma, terrazas marinas del Pleistoceno, geoquímica de los sedimentos, etc. MÉNDEZ (1985-a, 1985-b) describe las terrazas emergidas y sumergidas correspondientes al Sangamon y post Sangamon, y su relación con los eventos transgresivos interglaciales. Localidad tipo: La calizas pertenecientes a la Formación Los Roques se encuentran expuestas y con un fácil acceso, en la parte sur de la isla Gran Roque, bordeando la parte baja de los cerros occidentales, a una altura promedio de 2 m. Extensión geográfica: La Formación Los Roques se encuentra restringida al área del archipiélago Los Roques, separado de la isla La Orchila (al este) y de Aves de Barlovento (al oeste), por profundidades entre 800 y 1200 m respectivamente. Representa el basamento 656 calcáreo sobre el cual se encuentran los arrecifes y sedimentos no consolidados del Reciente, cuya superficie de sedimentación es de más de 1500 km2. Descripción litológica: La Formación Los Roques está constituida por los sedimentos calcáreos litificados que se depositaron durante el Pleistoceno tardío, concretamente durante el estado de máxima transgresión marina del interglacial Sangamon y las posteriores transgresiones menores, las cuales originaron terrazas calcáreas depositacionales que se encuentran sumergidas en el frente del arrecife (MÉNDEZ, 1985-a, 1985-b). Las calizas del Sangamon originadas durante el mayor nivel transgresivo afloran en diversos puntos del archipiélago: la terraza del Gran Roque, en el plano arrecifal (detrás de la barrera arrecifal oriental), y al oeste de cayo de Agua y cayo Dos Mosquises. Los arrecifes de barrera, franjeantes y sedimentos no consolidados del Reciente en el archipiélago Los Roques, se encuentran sobre las calizas del Pleistoceno y concretamente Sangamon. Los arrecifes de barrera y franjeantes del Sangamon presentan una gran variedad de corales hexacoralarios y octocorales que se desarrollan también en el Reciente. En algunas zonas a lo largo de la terraza se encuentran conglomerados de meta-diabasa y meta-spessartita cementadas por el material calcáreo, provenientes de los cerros sobre los cuales se desarrolló la terraza Sangamon (SCHUBERT y MOTICKSCA, 1972). Las calizas de la Formación Los Roques se depositaron durante el Sangamon y los posteriores interglaciales menores desarrollando arrecifes de barrera y arrecifes frangeantes a medida que la transgresión interglacial avanzaba. Cuando la transgresión alcanzó su máximo nivel del mar, se depositaron sedimentos calcáreos propios de los ambientes y facies de lagunas y aguas someras detrás del arrecife. Los ambientes y faciesson similares a los que se han formado durante el Holoceno. Espesor: El espesor de las calizas Sangamon y los interglaciales posteriores, no se conoce, puesto que la unidad suprayace a calizas del Pleistoceno, anteriores al Sangamon, cuyo contacto no aflora. En la terraza marina del Sangamon, que suprayace discordantemente a las rocas ígneas y metamórficas de los cerros occidentales del gran Roque, el espesor es entre 2 m y 3 m, pero este es un espesor mínimo que en forma de acuñamiento forma la tenaza cuando se originó y depositó sobre las rocas ígneas-metamórficas. Relaciones de campo: Las calizas que forman la terraza calcárea de la Formación Los Roques en la isla Gran Roque, se encuentran suprayacentes discordantemente a las rocas ígneas metamórficas. En todas las otras zonas del archipiélago Los Roques, la unidad del Pleistoceno tardío suprayace a las calizas derivadas de los interglaciales anteriores del Pleistoceno medio. Por encima de la unidad se han desarrollado desde la transgresión del Holoceno todos los sedimentos y facies recientes. Fósiles: En la terraza calcárea de Gran Roque se encuentran fragmentos de corales de Acropora cervicornis y Porites sp, y del gasterópodo Strombus gigas, cementados en una facies de calcarenita. En general la biota es similar a la que se encuentra en los ambientes y facies de los sedimentos recientes. 657 Edad: La Formación Los Roques es de edad Pleistoceno tardío. La terraza expuesta en Gran Roque es de edad Sangamon. Correlación: La Formación Los Roques se correlaciona Cronoestratigráficamente con la Formación La Orchila, el Miembro Falucho (Formación La Blanquilla), la Formación Aves (Isla Aves), el Miembro Punta Piedra, de la Formación Tortuga, la Formación Castillo de Araya y la Formación El Manglillo. Todas estas formaciones y terrazas, salvo la Formación Aves y El Manglillo, han sido datados por el método Th/U, como de edad Sangamon (MESOLELLA et al, 1969; MACSOTAY y MOORE, 1974; SCHUBERT y VALASTRO, 1974; SCHUBERT y SZABO, 1978). Las terrazas submarinas situadas en el frente arrecifal sur del archipiélago Los Roques, a 14 m, 24 m, 40 m, y 55 m, corresponden a los interglaciales menores posteriores al Sangamon. Se correlacionan con terrazas submarinas similares en Aves de Barlovento Aves de Sotavento, La Orchila y La Blanquilla. VÁLIDO LOS TANQUES, MIEMBRO (Formación La Sierra) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Zulia. MILLER y SANJUAN (1963) designan con este nombre, al miembro inferior arenoso de la Formación La Sierra, con base al afloramiento tipo, cerca de la antigua hacienda colonial de Los Tanques, 20 km al oeste de La Villa de Rosario en Zulia occidental. SANJUÁN (1964) detalló su litología. Véase: LA SIERRA, FORMACIÓN. VÁLIDO LOS TESTIGOS, COMPLEJO MESOZOICO Dependencias Federales.(Archipiélago de LosTestigos) Referencias: SIEVERS (1898) hace la primera relación geológica de este archipiélago, petrográfica de muestras recolectadas LOWE (en RUTTEN, 1931) describe granodioritas hornabléndicas y una espesartita. El primer estudio litológico sistemático fue realizado por SCHUBERT y MOTICSKA (1973), sin designar un nombre a esta unidad litodémica. Posteriormente, SANTAMARIA y SCHUBERT (1974), efectúan análisis químicos y geocronológicos en rocas provenientes de estas islas. Finalmente, CASTRO y MEDEROS, (1985), definen el Complejo Los Testigos, en el que incluyen, además de la litología que aflora en el archipiélago, un aglomerado piroclástico fragmental grueso (lapilli y bombas) de composición basáltica y no metamorfizado, hallado en el pozo Testigos-2, perforado por LAGOVEN en la plataforma continental de Carúpano. MOTICSKA (1987) propone excluir 658 este aglomerado piroclástico del Complejo Los Testigos, mostrando que las dos unidades no son comparables, ni en litología, ni en edad. Localidad tipo: La isla Testigo Grande, archipiélago Los Testigos, Dependencias Federales (MOTICSKA, 1987). En diferentes sitios de la isla afloran casi todas las variantes líticas. Extensión geográfica: Archipiélago Los Testigos (islas Testigo Grande, Conejo, Iguana, Rajada, Noreste. Morro Blanco y El Chivo). Descripción litológica: El complejo se compone esencialmente de una roca volcánica andesítica, intrusionada por un plutón granítico. La roca más abundante es una metaandesita porfídica, formando coladas y diques que aflora en las islas Testigo Grande, Conejo, Rajada, Morro Blanco y Noreste. Una variante cuarcífera de la meta-andesita aflora en el área noroeste de Testigo Grande en forma de coladas y diques. En la Isla Conejo, afloran coladas de metalavas tobáceas andesíticas, con estructuras de flujo. Asociadas a las metavolcánicas de casi todas las islas, se hallan abundantes epidositas en forma de masas irregulares o en vetas. Esta roca se halla intrusionada por un plutón, quizás de las dimensiones de un stock, formado por rocas meta-graníticas de composición variable, intermedias a básicas, tales como monzogabros cuarcíferos, monzodioritas, dioritas cuarcíferas y granodioritas. Fueron intrusionadas a su vez, por numerosos diques delgados y vetillas ácidas, en especial, de una granodiorita micrográfica. El metamorfismo observado en todas estas rocas, es del tipo dinamotermal regional de grado bajo (facies de los esquistos verdes). Las únicas estructuras prominentes son las abundantes diaclasas verticales, en las cuales se distinguen dos sistemas de orientación N2OE y N80W respectivamente. De acuerdo a SANTAMARIA y SCHUBERT (1974), este complejo de rocas volcánicas y plutónicas forma parte de la serie calco-alcalina de rocas ígneas, y pertenece al límite de placas del Caribe meridional-Venezuela septentrional. Relaciones de campo: Quedó establecido que la formación volcánica de Los Testigos, constituye la roca caja del plutón de rocas graníticas (SCHUBERT y MOTICSKA, 1973). Los contactos intrusivos de las rocas graníticas en las volcánicas se hallan bien expuestos. Además, existen numerosas apófisis y vetas graníticas que penetran en la roca caja. La base del complejo volcánico se halla debajo del nivel del mar y se desconoce su índole. A excepción de escasos restos de una terraza cuaternaria hallada en la Isla Rajada, y formada por conglomerados coralinos y fragmentos de meta-andesitas cementadas por material calcáreo, se ignora si tuvo cobertura alguna. Edad: SANTAMARIA y SCHUBERT (1974) realizaron análisis geocronológicos por el método K/Ar a anfiboles y feldespatos en 4 rocas metagraníticas y obtuvieron edades que varían entre 44 ±4,5 Ma y 47 ± 6,1 Ma., edades que corresponden al Eoceno medio. Sin embargo, estos autores indican que estas edades podrían corresponder al evento metamórfico, dando a entender que el complejo volcánico-plutónico es más viejo. Correlación: RUTTEN (1931) correlaciona estas rocas con rocas graníticas de Aruba. MOTICSKA (1972) las comparó con las volcánicas de la Formación Los Frailes. 659 VÁLIDO LOS TORRES, ASOCIACIÓN PALEOZOICO INFERIOR Estado Trujillo. GARCÍA y CAMPOS (1972), introducen este nombre formacional nuevopara designar las rocas paleozoicas altamente metamorfizadas, expuestas en el páramo de Los Torres, al oeste de la localidad de La Puerta, en el estado Trujillo. RAMÍREZ et al. (1972), en su estudio de la región de Timotes, consideran también a esta unidad como perteneciente al Paleozoico inferior. GRAUCH (1975), en su cuadro de correlaciones, la ubica en el Silúrico inferior, correspondiéndose según este autor, en parte con la Formación Cerro Azul y con la Formación Caparo, la cual, según las compañías SHELL y CREOLE (1964), era de edad también silúrica. BELLIZZIA y PIMENTEL DE BELLIZZIA (1995) la incluyen en el terreno Mérida, dándole el tratamiento de unidad litodémica, con el rango de Asociación. La localidad tipo de esta unidad se ha establecido en el camino entre la laguna del Llano, y el páramo de los Torres, bordeando la quebrada La Maraquita. (Hoja Nº 6043, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad, aflora en una franja que se extiende desde el páramo de Los Torres, al noroeste de la localidad de La Puerta. Ocupa ambos flancos de la divisoria de los ríos Buena Vista y Momboy, y se adelgaza gradualmente al suroeste, contra la falla que pone en contacto a dicha asociación con las rocas de la Formación Río Momboy. Otra zona de afloramientos de esta unidad comienza en la región del Palmichero, cerca de Escuque, pasa al norte de Monte Carmelo, y se adelgaza hacia el oeste, hasta desaparecer en la región del caserío Cartagena. Afloramientos de la asociación se ubican hasta la región de Timotes, estado Mérida. La unidad está compuesta por esquistos sericíticos y cloríticos, cuarcitas, metaconglomerados poco desarrollados y anfibolitas y esquistos estaurolíticos granatíferos. La sedimentación de la unidad Los Torres, tuvo lugar en una cuenca angosta y profunda, entre dos áreas positivas, cuya fuente de sedimentos fueron las rocas precámbricas, como se deduce por el alto contenido de cuarzo y feldespatos de la formación. En base al gran espesor de las filitas y al alto contenido de pirita en las rocas, se considera que la sedimentación fue muy rápida, en ambiente marino, bajo condiciones euxínicas y sin corrientes de fondo; la intercalación de filitas y conglomerados, indican condiciones de cuenca inestable. GARCÍA y CAMPOS (1972) estiman para esta asociación un espesor de 2000 m, en la localidad tipo. Yace discordantemente sobre la Asociación SierraNevada del Precámbrico, infrayace, también en discordancia a la Asociación Río Momboy del Paleozoico superior. Algunas de las rocas de la Asociación Los Torres contienen restos fósiles, cuya mala preservación impide su determinación. De acuerdo a las relaciones de campo, se ha determinado una edad de Paleozoico temprano, Devónico. Por las afinidades litológicas y edad del Grupo El Barbasco (MARTÍN, 1961), éste podría ser equivalente a Los Torres. 660 Aunque las rocas de la Asociación Cerro Azul muestran un metamorfismo más bajo, pueden ser equivalentes en edad, a esta unidad. INVÁLIDO LOS TORRES, FORMACIÓN PALEOZOICO INFERIOR Estado Trujillo. GARCÍA y CAMPOS (1972), introducen este nombre formacional para designar las rocas paleozoicas altamente metamorfizadas, expuestas en el Páramo de Los Torres, al oeste de la localidad de La Puerta, en el estado Trujillo, RAMÍREZ et al.(1972), en su estudio de la región de Timotes, consideran también a esta unidad como perteneciente al Paleozoico inferior. GRAUCH (1975), en su cuadro de correlaciones, la ubica en el Silúrico inferior, correspondiéndose según este autor, en parte con la Formación Cerro Azul y con la Formación Caparo, la cual, según las compañías SHELL y CREOLE (1964), era de edad también silúrica. BELLIZZIA y PIMENTEL DE BELLIZZIA (1995) la incluyen en el Terreno Mérida, dándole el tratamiento de unidad litodémica, con el rango de Asociación. Véase: LOS TORRES, ASOCIACIÓN. INVÁLIDO "LOS VAGRES", CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Nueva Esparta. Este término es ortografía errónea, introducida por HESS y MAXWELL (1949), para designar la Caliza de Los Bagres de uso actual. Véase: LOS BAGRES, CALIZA DE. VÁLIDO LUCIENSE, PISO CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. RENZ (1948) estableció el Piso Luciense como unidad cronoestratigráfica, en sedimentos de parte de la Formación Pozón del Grupo Agua Salada, en Falcón oriental, y lo definió sólo a base de las zonas y zónulas incluidas. El nombre se deriva del cerro Loma Luca, en la región de Pozón, distrito Acosta, estado Falcón. En la sección tipo, el Luciense es concordante con la parte superior del Piso Araguatiense (Zona de "VaIvulineria" herricki), 661 y está cubierto por alguna unidad bioestratigráfica, no descrita, en la Formación Ojo de Agua, cuya base se caracteriza por una abundancia de oogonios de Chara. El espesor del piso en la sección tipo varía entre 739 a 747 m y abarca la parte superior del Miembro de Arcillas de Huso de la Formación Pozón. En El Mene de Acosta, el espesor sobrepasa los 820 metros, y en Taguaquí, costa norte de Falcón al oeste de Isidro, es probablemente del orden de 1000 metros. RENZ (op. cit.) reconoció las siguientes divisiones en secuencia ascendente: Zona de Marginulinopsis bassispinosus, Zona de Robulus senni. Zónulas de Vaginulinopsis superbus-Trochammina cf. pacifica, de Textularia panamensis, y de Elphidium poeyanum Reussella spinulosa. Al norte y este de Pozón, las zónulas no se diferencian de la zona superior. Sin mencionar el Piso Luciense como tal, BLOW (1959) estableció comparaciones entre las zonas y zónulas de RENZ y las zonas establecidas a base de foraminíferos planctónicos, según las cuales el Luciense comienza en un nivel alto de la Zona de Globorotalia mayeri (subzona de G. mayeri/Globigerina nepenthes) y continúa hasta algún nivel dentro de la Zona de Globigerina bulloides. RENZ asignó al Luciense una edad que abarca desde el Mioceno temprano (zona de M. bassispinosus) hasta el Mioceno medio. Según BLOW (op. cit.) la zona no se extiende al Mioceno tardío. De acuerdo con las determinaciones más recientes (CATI et al., 1968) el Piso Luciense correspondería en su totalidad al Mioceno tardío. INFORMAL LUEPA, ROCAS IGNEAS DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. AGUERREVERE et al. (1939) señalaron la presencia de pequeños lacolitos de gabros y gabros cuarcíferos que constituyen las colinas circundantes en la altiplanicie de Luepa y afloran en forma de sill en el camino entre Kamarata y Luepa, hasta el Sororpán-tepui, donde constituyen la base del escarpado. Los autores señalan un mismo origen genético para el sill del escarpado y los lacolitos al borde del mismo. La descripción de la unidad es somera. INVÁLIDO LUTITA ARENOSA, FORMACIÓN DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno) Estado Zulia. 662 Algunos autores (LIDDLE, 1928, 1946; CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, 1948; KEHRER, 1956) han utilizado este término inadecuado ("sandy shales"), cuya sinonimia con la Formación Carbonera fue establecida por HEDBERG (1949). Véase: CARBONERA, FORMACIÓN. INVÁLIDO LUTITA SUPERIOR, HORIZONTE DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Zulia. Estos términos inadecuados fueron empleados por LIDDLE (1928), CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948) y KEHRER (1956). Siguiendo la recomendación de SUTTON (1940) el término ha sido descartado por sinonimia con la Formación León, y por no geográfico. Véase: LEÓN, FORMACIÓN. INFORMAL LYROPECTEN, CAPAS DE, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Dependencias Federales.(Isla de la Tortuga) MALONEY y MACSOTAY (1967) introdujeron estos términos para designar capas de la Formación Cerro Gato, en la isla La Tortuga, que contienen el conspicuo Lyropecten arnoldi, típico de varias formaciones del Plio-Pleistoceno en Venezuela. 663 M VÁLIDO MACABANA, AUGENGNEIS DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Referencias: MENDOZA et. al. (1977) propusieron este término para designar a una roca de composición granítica, con textura de augen gneis que aflora en los ríos Ventuari, Marieta, Guainía y Atabapo, estado Amazonas. ISSLER (1975) lo estudia en el sector las Isletas. GAUDETTE et al., (1977) hacen determinaciones de edades radiométricas. Localidad tipo: En la punta Macabana, en el río Ventuari (próximo a la boca del río Marieta), en la parte centro-occidental del estado Amazonas. Extensión geográfica: Aflora en la región centro-occidental del estado Amazonas, en la punta Macabana, en el río Ventuari cerca de la desembocadura del río Marieta, en el río Guainía (Sector Las Isletas) y en el río Atabapo. Descripción litológica: La unidad está constituida por rocas de composición granítica con textura de augen gneis muy bien desarrollada y muy gruesa (augen con longitud mayor de 5 cm), muestra foliación acentuada y tiene un patrón semejante al del Complejo de Imataca (N50-70E). En el área de Las Isletas (río Guainía) los gneises contienen grandes intercalaciones o xenolitos de migmatitas de composición intermedia del tipo Complejo Guainense (ISSLER, 1975). Las rocas muestran texturas hipidioblásticas bandeadas, con desarrollo de augens de gran tamaño. Muestran abundante microclino-pertita (30-35%), cuarzo cataclástico (20-25%), plagioclasa poco maclada (15-25%), contienen además biotita (marrón), hornablenda (verde intenso a marrón) y epidoto. Son comunes los minerales los apatito, esfera, circón y opacos. La coloración de las hornablendas y la asociación mineral sugieren un metamorfismo al nivel de la faciesepidoto-anfibolita. Relaciones de campo: No se observan en el campo relaciones estratigráficas de estas rocas con los granitosadyacentes del Parú y Yureba, ni con rocas del Grupo Cuchivero, aunque se infiere, por el grado de metamorfismo y tectonismo alcanzado por los gneises de Macabana, que deben ser más antiguos que las unidades mencionadas. Edad: Precámbrico. Determinaciones de edades radiométricas por el método de isocrona de Rb/Sr en roca total (GAUDETTE et al., 1977) permiten postular una recristalización o reactivación de la unidad durante la orogénesis Transamazónica: 1911 Ma; aunque puede ser más antigua. Correlación: MENDOZA (op. cit.), correlacionan el Augengneis de Macabana con otros gneises cuarzo-feldespático-epidótico-biotíticos que afloran en el bajo Ventuari y que parecen extenderse hacia el norte (caños Yaguiguapo y Guapuchi) y hacia el sur hasta los ríos Orinoco, Padamo y Ocamo. Provisionalmente, debido al estado incipiente de datos de 664 campo y laboratorio, los autores estiman que pueden ser equivalentes en tiempo a rocas del Supergrupo Pastora o más aún a rocas del Complejo de Supamo. Geoquímica: Los gneises son relativamente altos en Al2O3, CaO, K2O y MgO, comparados con rocas graníticas promedio y bajos a moderados contenidos de Zr y Rb/Sr. INVÁLIDO MACAIRA, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Guárico. Este nombre fue mencionado originalmente por HEDBERG (1950-a) empleado nuevamente por EVANOFF (1951). Entretanto, MENCHER (1950) y MENCHER et al. (1951) introducen el nombre de Formación Guárico para designar la misma unidad, el cual fue adoptado por casi todos los autores posteriores. SALVADOR (1964-b) resume el caso y recomienda abandonar el término Macaira en favor de su sinónimo, de empleo más extenso. Véase: GUÁRICÓ, FORMACIÓN INVÁLIDO MACAIRA, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. El nombre Macaira fue mencionado originalmente por HEDBERG (1950-a) y empleado nuevamente por EVANOFF (1951). MENCHER (1950) y MENCHER et al., (1951), introducen el nombre de Formación Guárico para designar la misma unidad, el cual fue adoptado por casi todos los autores posteriores. SALVADOR (1964-B) resume el caso y recomienda abandonar el término Macaira en favor de su sinónimo, de empleo más extenso. MACSOTAY et al., (1995) reviven el término, bajo la categoría de miembro de la Formación Mucaria, pero sin presentar una descripción formal del mismo. Véase: MUCARIA, FORMACIÓN. VÁLIDO MACANAO, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Nueva Esparta. 665 Referencias: GRAF (1972-a, b) identificó y describió cuatro niveles de terrazas marinas en la península de Macaneo, cuyas alturas sobre el nivel del mar van desde los 3 m hasta los 30 m, considerando que representan desde el Pleistoceno temprano para la terraza marina más alta hasta el Holoceno para la terraza marina más baja. Este autor aun cuando no designó un nombre formacional para estos afloramientos, señaló que los sedimentos "son similares a los de la Formación Tortuga". MACSOTAY y MOORE (1974), indican que la terraza marina situada entre 1-2 m sobre el nivel del mar (Pleistoceno tardío) es equivalente al Miembro Punta Piedras (Pleistoceno tardío) de la Formación Tortuga y le asignan esta denominación. Localidad tipo: La localidad tipo de la Formación Macanao se encuentra al suroeste de la península de Macanao entre punta Arenas y El Manglillo, estado Nueva Esparta. Extensión geográfica: La Formación Macanao se encuentra restringida al suroeste de la península de Macanao, que corresponde con la localidad tipo, principalmente entre punta Arenas y El Manglillo. Los afloramientos correspondientes al Pleistoceno tardío, se extienden hacia el oeste hasta punta Chirgua, y hacia eleste hasta el sitio denominado Boca del Río. Descripción litológica: La Formación Macanao está representada por tres terrazas marinas, la más alta, situada a 30 m aproximadamente sobre el nivel del mar, está formada por remanentes de depósitos litorales que consisten en un metro de marga arenosa con ejemplares de Lyropecten arnoldi. En el sur de Macanao, la terraza intermedia se encuentra entre 18-21 m y está compuesta por arcillas calcáreas, margas y calizas arenosas fosilíferas que localmente son coralinas o contienen Lyropecten arnoldi (GRAF, op. cit.). Indica este autor que hacia el oeste, entre Punta Arenas y Punta Chirgua estos sedimentos pasan a margas y arcillas litorales y conglomerados, arenas y arcillas fluviales, correlacionados por PATRICK, 1958 (en GRAF 1972-b) con la Formación Coche (Plioceno tardío-Pleistoceno temprano). La terraza más baja situada entre 10-12 m está compuesta por arcillas calcáreas, arenas limosas y calcáreas con estratificación de ángulo alto y calizas coralinas, localmente con Lyropecten arnoldi (posiblemente redepositado). Las terrazas marinas de la Formación Macanao se desarrollaron durante tres niveles marinos de interglaciales. La Formación Macanao se sedimentó en un paleoambiente rico en sedimentos de carbonatos marinos, con una biota calcárea característica de una plataforma muy somera, con un oleaje marino relativamente moderado aunque muy oxigenado. El tope de las terrazas marinas corresponde al máximo nivel transgresivo del mar durante estados de interglaciación. La presencia de Lyropecten arnoldi y colonias de corales de Siderastrea radians, es característico de líneas de playa someras hasta el nivel intermareal. Se desarrollaron pequeños arrecifes aislados, en las zonas más someras y ambientes intermareales. Espesor: La columna estratigráfica elaborada por GRAF (1972) indica un espesor de aproximadamente 13 m para las tres terrazas. La terraza más alta tiene un espesor de 1 m; la segunda terraza (entre 18-20 m) tiene un espesor de 5 m; la terraza más baja (entre 10-12 m) presenta un espesor de 7 m aproximadamente. 666 Relaciones de campo: El contacto inferior de la Formación Macanao es discordante sobre sedimentos de la Formación Coche. En los afloramientos, las terrazas no están cubiertas por ninguna sedimentación posterior. Estratigráficamente, entre los 3-5 m de altura se encuentra otro nivel de terrazas calcáreas que corresponde a la sedimentación del Holoceno. Fósiles: No existe un estudio detallado de los fósiles presentes en la Formación Macanao. GRAF (op. cit.) indica la presencia de Lyropecten arnoldi en las dos tenazas más altas, así como de colonias coralinas en la terraza intermedia (18-20 m) y en la inferior (10-12 m). MACSOTAY y MOORE (op. cit.) señalan el desarrollo de pequeñas colonias de Siderastrea radians. Edad: Dataciones radiométricas por el método de Th/U en corales de Siderastrea radians indican una edad de 135000 (15000 años, para la terraza marina situada entre 10-12 m de altura. Esta edad es correspondiente al Interglacial Araya (Sangamon) cuyo máximo nivel transgresivo marino indica el inicio del Pleistoceno tardío entre 128000-10000 años AP. El desarrollo de las terrazas marinas que representan la Formación Macanao, se depositó a finales del Pleistoceno temprano e inicio del Pleistoceno tardío. Correlación: La terraza inferior de la Formación Macanao, se correlaciona con el Miembro Punta Piedras de la Formación Tortuga, el Miembro Falucho de la Formación La Blanquilla, y con las formaciones Castillo de Araya, El Manglillo, Los Roques, La Orchila, Isla de Aves, y es correlacionable por la edad, con la Formación Buchivacoa. La Terraza 2 de la Formación Macanao se correlaciona con la Formación Abisinia, la Terraza 2 de la Formación La Blanquilla, la Formación Tortuga, y es correspondiente en edad a la Formación Zazárida. La Terraza 3 de la Formación Macanao se correlaciona con la Terraza marina 3 de la Formación La Blanquilla, con la Formación Tortuga, y con los niveles superiores de las formaciones Playa Grande y Cumaná. VÁLIDO MACOA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Referencias: El término Formación Macoa fue usado originalmente en informes privados, por geólogos de la Richmond Exploration Co., derivándose el nombre del caserío Macoa, 14 km. al noroeste de Machiques, distrito Perijá. La primera publicación del término corresponde a MENCHER et al., (1951, Cuadro de Correlación). MILLER (en LEV, 1956) publica la descripción original de la unidad y la incluye en el Grupo El Fausto. YOUNG (1958) establece su correlación con la Formación La Rosa, de la costa oriental del lago de Maracaibo. KEY (1960), la describe en el subsuelo del campo Alturitas. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), resumieron lo publicado hasta entonces. QUIJADA y CALDERA (1985) describen la formación en el campo Alpuf, distritos Perijá y Urdaneta. 667 Localidad tipo: MILLER (op, cit) establece como sección tipo, el pozo Zulia 20D-1 (Z201) situado a 24 m al noroeste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia, enel intervalo de 576-731 m. Como sección suplementaria indica el pozo Macoa-1, 12 km al noreste de Machiques, en el intervalo de 1189-1387 m. Extensión geográfica: MILLER (op. cit.) indica que la formación se extiende desde el pozo Peroc-1, 14 km al noroeste de Villa del Rosario, hasta la vecindad del anticlinal de Macoa al sur, y el pozo Zulia 36E-1; al este, la formación llega hasta el campo Alpuf. Descripción litológica: En la sección tipo, la Formación Macoa está compuesta por arcilitas y limolitas, con cantidades variables y subordinadas de areniscas (MILLER, op. cit.), Las arcilitas y limolitas presentan colores de gris claro a gris aceitunado. Las areniscas son de grano fino a medio, con colores gris, aceitunado o marrón. Se encuentra además lignito en vetas o láminas delgadas, agregados de pirita y gránulos de glauconita. YOUNG (op. cit.) menciona también lutitas gris oscuro a marrón, como carácter distintivo respecto a la Formación Cuiba suprayacente. El color de las lutitas cambia al verde hacia el sur. En el campo Alturitas, KEY (op. cit.) describe arcilitas de color gris claro a verdoso, moteadas de rojo, lutitas gris a gris oscuro, laminadas y carbonáceas y areniscas de colores claros y grano fino a medio. QUIJADA y CALDERA (op. cit.), al mencionar la formación en el campo Alpuf, describen arcilitas gris a gris verdoso a veces moteadas en amarillo y marrón, especialmente al este del campo, lutitas gris, gris oscuro a gris verdoso, limolíticas, carbonáceas y piríticas y areniscas blancas a gris claro, de grano fino a medio, subredondeado, con escogimiento moderado y cemento silíceo, o a veces calcáreo. Las areniscas presentan glauconita, y al oeste del campo, fragmentos de ftanita. La Formación Macoa representa condiciones de sedimentación más marina que las de las formaciones Cuiba suprayacente y Peroc infrayacente, y que corresponderían al ciclo transgresivo representado en todo el lago de Maracaibo, por la Formación La Rosa. Espesor: En la sección tipo (pozo Zulia 20D-1), la Formación Macoa tiene 155 m de espesor, mientras que en el Macoa-1 (sección suplementaria), llega a 198 m. En el campo Alturitas, KEY (op. cit.), muestra de 150 a 250 m de espesor, aproximadamente. En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (op. cit.), indican espesores de 113 a 399 m. Relaciones de campo: La Formación Macoa yace concordante y gradacionalmente sobre la Formación Peroc, también del Grupo El Fausto, en la mayor parte del área. En la parte este del campo Alpuf, el contacto es con la Formación La Rosa, la cual alcanza allí su máxima extensión occidental (QUIJADA y CALDERA, op. cit.). Hacia arriba, el contacto es también gradacional con la Formación Cuiba. Fósiles: YOUNG (op. cit.), cita la presencia de dientes y otros restos de peces, con ocurrencias ocasionales de Ammobaculites y ostrácodos. KEY (op. cit.) describe la "Biofacies de Miliammina fusca", cuyos fósiles representativos son: Ammobaculites sp. aff. A. Strathearnensis, Ammomarginulina sp., Bathysiphon sp. Haplophragmoides sp. Miliammina fusca, Reophax sp., Rotalia becarii y Trochammina sp. 668 Edad: Con base a su correlación con la Formación La Rosa, la edad de la Formación Macoa ha sido fijada en el Mioceno temprano. Correlación: Al este, la formación se correlaciona con la Formación La Rosa, y alsur, con la parte inferior del Grupo Guayabo (Formación Palmar). VÁLIDO MACOÍTA, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico medio) Estado Zulia. Referencias: HEDBERG y SASS (1937 a y b) publicaron originalmente este término, para designar lutitas rojas, limolitas y areniscas, bien expuestas en el río Macoíta, en sustitución del nombre inadecuado de Vieja Serie Roja, empleado hasta entonces. LIDDLE (1943) empleó el nombre de Formación Río Macoíta, para designar lutitas y areniscas bien expuestas en el mismo río. EDWARDS (1956) describió una sección típica, a base de informes inéditos. Posteriormente, HEA y WHITMAN (1960), la describen detalladamente, como una unidad intermedia del Grupo La Gé. BOWEN (1972) hace una descripción detallada de esta formación, indicando para ella una edad jurásica, con base a determinaciones palinológicas. GONZALEZ PADILLA y ORTIZ (1973) en su estudio geológico de la región de Machiques-Río Negro, describen a esta unidad en diferentes áreas de la zona adjudicándole una posible edad permo-triásica. ODREMAN y BENEDETTO (1977) describen restos florísticos, ubicados por encima de la Formación Tinacoa, asignables a la Formación Macoita, los cuales son de edad jurásica. XAVIER y ESPEJO (1977) describieron la litología de la formación. Localidad tipo: HEA y WHITMAN (op. cit.), indican como localidad tipo, el flanco oriental del anticlinal asimétrico de Río Negro, en el río Macoíta y los caños Cuna e Indio, distrito Perijá, estado Zulia (Hoja Nº 5746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). EDWARDS (op cit.), menciona como sección tipo, la que comienza cercade la matera Alirán, extendiéndose hacia el noreste, por unos 5 km. hasta un punto a 500 m de la hacienda Puerto Nuevo. BOWEN (1972) sitúa la sección tipo, desde un anticlinal en la quebrada Surucunaca o caño Indio, por 1600 m hasta su desembocadura en el río Macoíta en la hacienda Puerto Nuevo, siguiendo por 2250 m aguas abajo del río Macoíta. Extensión geográfica: La Formación Macoíta aflora en el valle del río del mismo nombre, la formación también aflora en los ríos Piché, Tinacoa y Cuiba y posiblemente en la divisoria Río Palmar-Caño Los Guineos. Según HEA y WHITMAN (op. cit.), la formación continua hacia la región de El Totumo, unos 40 km al norte. Descripción litológica: Limolitas calcáreas, de color gris aceituna interestratificadas con arcosas de color gris pardusco y tobas líticas. HEA y WHITMAN (op. cit.), reconocen un 669 miembro inferior, compuesto de arcosas volcánicas, de grano grueso a conglomeráticas, color gris aceituna, en capas de espesor mediano, muy calcáreas, interestratificadas con lutitas, limolitas y calizas y con un conglomerado basal. Estas rocas pasan gradualmente hacia arriba a arcilitas calcáreas, lutitas y calizas en capas medianas que predominan en la sección, interestratificadas con arcosas volcánicas, que muestran abundantes láminas carbonáceas, paralelas a la estratificación. El miembro superior, consiste en limolitas densas de color gris aceituna, marrón y rojo oscuro, con areniscas conglomeráticas y lutitas en cantidades menores, interestratificadas con tobas cristalinas, arcosas volcánicas calcáreas y aglomerados calcáreos. BOWEN (op. cit.) describe una litología, consistente principalmente en grauvacas tobáceas o areniscas tobáceas calcáreas, en estratos delgados de color gris claro a gris verdoso. Con las areniscas se interestratifican lutitas, grises, calcáreas, limosas, con frecuencia carbonosas y tobáceas. Cerca de la base de la formación, en el rio Macoíta, aflora una arenisca tobácea de grano grueso, de 30 m de espesor, con guijarros de tobas y cuarzo de veta. GONZÁLEZ PADILLA y ORTIZ (1973) mencionan una secuencia litológica compuesta por grauvacas feldespáticas, calizas y conglomerados. Según XAVIER y ESPEJO (op. cit.), la litología de la unidad consiste en areniscas feldespáticas grises que meteorizan a tonos verdes. Las características sedimentarias y el contenido de rocas piroclásticas, indican que la Formación Macoíta es en gran parte, producto de la erosión de rocas volcánicas tipo La Gé, depositadas en aguas someras o en ambiente continental. La presencia de tobas puras, indica actividad volcánica continua, aunque en escala reducida, posiblemente a mayor distancia de la región de Macoíta. Espesor: HEA y WHITMAN (op. cit.), mencionan espesores de 1150 m para el miembro inferior, y 1250para el superior, para un total de unos 2350 m de espesor de la formación en conjunto. BOWEN (op cit.), indica espesores máximos entre 1850 a 1950 m. GONZÁLEZ PADILLA y ORTIZ (op. cit.), miden 920 m de espesor en el río Macoíta. Relaciones de campo: la Formación Macoíta suprayace transicionalmente a la Formación Tinacoa, aunque muchas veces, el contacto no es nítido; la unidad infrayace, también transicionalmente, a la Formación La Quinta. En general, los límites de la unidad son arbitrarios y dependen de la posición de la sección en la cuenca. Fósiles: BOWEN (op. cit.), menciona la presencia de restos de plantas y escamas de peces, localizados 200 m aguas arriba de Boca Surucunaca, no determinados. El mismo autor cita restos de palinomorfos, obtenidos de las lutitas cerca de la parte media de la formación, estudiados por palinólogos de la Compañía SHELL de Venezuela. ODREMAN y BENEDETTO (op. cit.), determinaron la presencia de una asociación florística, compuesta por Ptilophyllum y Phlebopteris situada por encima de las rocas de la formación Tinacoa y considerada por dichos autores como pertenecientes a la Formación Macona. Edad: La edad de la Formación Macoita fue considerada originalmente como PermoCarbonífera (HEA y WHITMAN 1960) o Permo-Triásica (GONZALEZ PADILLA y ORTIZ). Con base a los palinomorfos determinados por la Compañía Shell de Venezuela y a los restos florales estudiados por ODREMAN y BENEDETTO (op. cit.), la edad de la formación se considera Jurásico medio. 670 Correlación: En base a su posición, suprayacente a la Formación Tinacoa y a la edad jurásica sugerida por la flora, BENEDETTO y ODREMAN (1977) consideran que la Formación Macoita puede ser correlacionada tentativamente con la parte media de la Formación La Quinta de Los Andes venezolanos. Sinonimia: Serie Macoíta, término considerado por EDWARDS (op. cit.), como una cita errónea (sin especificación de publicación) de la Formación Macoíta. INVÁLIDO MACOÍTA, SERIE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Zulia. Según EDWARDS (en LEV 1956) este término esuna cita errónea (sin especificación de publicación) de la Formación Macoíta. Véase: MACOÍTA, FORMACIÓN. VÁLIDO MACURO, FORMACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Sucre. Referencias: Esta unidad fue descrita inicialmente por GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1965) y definida más ampliamente por GONZÁLEZ DE JUANA, et al., (1972). Localidad tipo: Se ha descrito en la quebrada Uquire y Macuro desde el caserío de Uquire, distrito Arismendi, pasando la divisoria y siguiendo aguas abajo el río Macuro, hasta las afueras del pueblo de Macuro en la península de Paria (Hojas Nº 7647, 7747 y 7847 a escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Ocupa una ancha faja hacia la parte central de la península de Paria, y hacia el oeste se extiende, hasta más allá del meridiano de Güiria. Descripción litológica: Se caracteriza por abundantes esquistos, cuarzo micáceos-cloríticos y cuarcitas algo feldespáticas. Hacia el sur aflora una unidad muy esquistosa que exhibe la litología más característica de la formación, predominan los esquistos cuarzo-micáceocloríticos con esquistosidad más gruesa, de color verde oscuro, que se intercalan con capas delgadas de cuarcitas, de colores claros. Hacia el oeste de la península de Paria la Formación Macuro sufre cambios litológicos muy marcados, derivados en parte de la transición lateral diacrónica e interdigitada con la Formación Uquire y en parte al adelgazamiento de intervalos cuarcíticos, lo que origina una litología monótona de 671 esquistos verdes. Hacia el este, predominan esquistos cuarzo-muscovítico-cloríticos de foliación fina, y únicamente en los ríos Sivisa y Catalana y en la quebrada Los Pilones, se encuentran cuarcitas de grano fino, con colores blanquecinos a gris verdoso. En la parte central de la región se observan esquistos cuarzo-albítico-epidótico-cloríticos de color verde y de foliación menos pronunciada, en este intervalo se presenta una tendencia a la gneisificación en forma de lentes alargados o de pequeño tamaño, en las que predomina una textura granoblástica con frecuentes "augen", probablemente generados por el mismo proceso que originó el Gneis de La Yaguara y otros lentes menores de gneis en el río Sivisa y en otros paralelos. Al oeste del meridiano de Cacao, la Formación Macuro, en sección de norte a sur comienza con un intervalo de esquistos cuarzo-micáceo-cloríticos de color pardo a ligeramente verdosos y brillo satinado, luego se presenta un intervalo de cuarcitas de unos 10 m de espesor, de grano medio a grueso y colores blanquecinos con manchas verdosas que constituyen las cuarcitas más típicas y representativas de la formación, siguen esquistos cuarzo-micáceo-cloríticos, cuarcitas esquistosas localmente grafitosas, esquistos cuarzoclorítico-biotíticos y cuarzo clorítico muscovíticos. En los horizontes de gneisificación, se encuentran esquistos cuarzo-clorítico-feldespáticos. Hacia el norte cerca del pueblo de Macuro se diferencia claramente un intervalo compuesto fundamentalmente por cuarcitas micáceas algo cloríticas y esquistos cuarzo-micáceos con algunas filitas grafitosas, definido por GONZALEZ DE JUANA, et al (1965) como Miembro Guatay en la base de la Formación Cariaquito y que posteriormente los mismos autores (1972) lo redefinen como unidad superior de la Formación Macuro. Al sur de cabo Tres Puntas, después de un intervalo esquistoso que marca la transición con la Formación Uquire, aparece una secuencia predominantemente de cuarcitas cloríticas de color verdoso, con intervalos gruesos, localmente esquistosas y muy replegadas, las cuales se intercalan con esquistos cuarzo micáceos-cloríticos, de color verde grisáceo con intervalos grafitosos. En la parte superior de esta secuencia se observan capas de calizas y algunos lentes dolomíticos con vetas de calcita; más hacia el sur abunda el porcentaje de cuarcitas y la secuencia se caracteriza por esquistos cuarzo-clorítico-muscovíticos, generalmente muy replegados, intercalaciones de cuarcitas cloríticas gris verdosas y cuarcitas más puras de color marrón con intervalos grafitosos locales. Espesor: En la sección tipo se midió un máximo de 3080 metros; este espesor aumenta hacia el oeste, debido a la transición lateral con la Formación Uquire. Relaciones de campo: En la parte este de Paria oriental y hacia el sur, la Formación Macuro está en contacto estructuralmente concordante, por debajo del Miembro Patao de la Formación Cariaquito y más hacia el oeste, se encuentra en contacto discordante por debajo de la facies rudácea de la Formación Güinimita. Es transicional sobre la Formación Uquire. Fósiles: No se encontraron fósiles, ni siquiera en las calizas intercaladas en ella. Edad: -Triásico-Jurásico, con base a su posición estratigráfica. Correlación: Se considera equivalente a la FormaciónMaracas de la cordillera Septentrional (Northern) de la isla de Trinidad y correlacionable con rocas de la cordillera de La Costa, en Venezuela. 672 VÁLIDO MACHIQUES, MIEMBRO (Formación Apón) MESOZOICO (Cretácico: Aptiense tardío) Estado Zulia. Referencias: RENZ (1959) propuso por primera vez el nombre de Miembro Machiques, para designar al Miembro Apón Medio de ROD y MAYNC (1954), su nombre deriva del surco o subcuenta de Machiques. HEDBERG (1931) y HEDBERG y SASS (1937) habían observado una litología muy notable en el medio de su Formación Cogollo. LIDDLE (1946), al describir la sección presente en la quebrada La Gé, la confundió con la Formación La Luna. QUIJADA y CALDERA (1985) estudian la unidad en el campo Alpuf. Localidad tipo: RENZ (1959) considera la misma sección tipo como la definió ROD y MAYNC (1954), en el río Apón donde corta la cordillera, al oeste de la hacienda La Sierra y como secciones de referencia la quebrada Santa Rosita y el río Cogollo, ambos situados también en Perijá. Extensión geográfica: Está circunscrita al surco de Machiques hasta el campo Alpuf. Descripción litológica: Sucesión de calizas laminadas, gris oscuro a negro, bituminosas, con olor a petróleo, piríticas y con pelotillas fecales, calizas margosas y lutitas que contienen concreciones calcáreas discoidales, con un diámetro máximo de 2 m, a menudo ricas en macrofósiles. Hay también intercalaciones de calizas no bituminosas. En el campo, la litología del Miembro Machiques es muy similar a la de la Formación La Luna, la diferencia consiste en su contenido fosilífero: el primero tiene una fauna pelágica pobre, mientras que en La Luna, los foraminíferos pelágicos están mejor desarrollados. En las regiones de río Apón y río Negro, la formación está dividida por un cuerpo de caliza conchífera de 20-50 m de espesor. En el campo Alpuf, se presenta como calizas masivas tipo grainstone que gradan al tope en packstone-wackestone. ROD y MAYNC (op. cit.), lo consideran como el producto de dos condiciones intercambiables: facies de lutita negra de condición restringida, y una facies de caliza bien aireada con profundidades epineríticas a infraneríticas. Espesor: En la sección tipo del río Apón, ROD yMAYNC (1954) midieron 185 m, en el río Negro 205 m, donde alcanza su máximo espesor, decreciendo al sur y norte. En el río Yasa 85 m, la quebrada Santa Rosita 130 m y en el río Cogollo, 30 m. En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (1985) reconocen 80 m. Relaciones de campo: Descansa concordante sobre el Miembro Tibú, e infrayace concordantemente por al Miembro Piché. 673 Fósiles: Las concreciones contienen abundantes macrofósiles, entre los que se encuentran peces, moluscos, Inoceramus, los amonites: Douvilliceras, Deshayesites Drufencia. En sección fina se reconocen foraminíferos pelágicos poco desarrollados, SUTTON (1946) describe los siguientes amonites: Deshayesites colombianos, D. cf. stutzeri Chelonieras cf. cornuelianum, Parahoplites cf. inconstants (Riedel). RENZ (1977) reporta en la parte superior, amonites del género Engonoceras. Edad: Según ROD y MAYNC (1954), Douvilleceras del Albiense temprano y Deshayesites del Aptiense tardío, se encuentran juntas en un mismo depósito, lo cual se explicaría por medio de una sección condensada. GONZALEZ DE JUANA et al, (1980) consideran que VAN HINTE (1975), ha ubicado la zona de Deshayesites en el Aptiense temprano, lo cual bajaría la edad considerada. Correlación: Es equivalente al Miembro Lutitas de Guáimaros de Los Andes y la plataforma de Maracaibo, y al Miembro Mercedes de la concesión Barco. VÁLIDO MAIQUETÍA, MIEMBRO (Formación Playa Grande) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. Este nombre fue introducido por WEISBORD (1957) para designar una secuencia de lutitas, limolitas, areniscas y conglomerados de colores gris y pardo, expuesta al norte y oeste del aeropuerto de Maiquetía, postulada como intervalo superior de la Formación Playa Grande. En varios niveles contiene biohermas de algas (Lithothamnium), especialmente en el flanco norte del anticlinal de Punta Gorda. Véase: PLAYA GRANDE, FORMACIÓN. INFORMAL MAJAGUAL, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense medio-tardío) Estado Sucre. ROD y MAYNC, 1954 introdujeron este término para designar un desarrollo local de calizas macizas de color gris claro, inmediatamente infrayacentes a la Formación Querecual, y especificaron su equivalencia lateral con la Formación Boquerón. Las subdivisiones propuestas por ROD y MAYNC para el intervalo entre las formaciones El Cantil y Querecual no han tenido aceptación posterior, y se designan en conjunto como Formación Chimana, sin subdivisión en miembros. SALVADOR (1964-b), quien consideró que tales unidades no son cartografiables y se basan particularmente en criterios cronoestratigráficos, recomendó específicamente el rechazo de la Formación Boquerón. 674 ROSALES (1959, 1960) y RENZ (1961) tampoco aceptaron el nuevo nombre. VIVAS y MACSOTAY (1995) y AGUASUELOS (en FURRER y CASTRO, 1997) proponen validar este nombre formacional. La localidad tipo se describe al norte de los sinclinales de Cedeño de Los Negros y de Las Naranjas, 4,3 km al sureste de Casanay, además se estudiaron secciones de referencia en el río Carinicuao, sector Cangrejal-río Coicual, en el cerro a lo largo de la carretera Agua Fría Arriba-Campo Alegre, estado Sucre. Aflora en el Sinclinal de Los Negros y de Las Naranjas, en el río Carinicuao, en las quebradas La Sabana y Camarón, en el sector Cangrejal-rio Coicual, en la carretera Agua Fría Arriba-Campo Alegre, estado Sucre, Venezuela oriental. En el sinclinal de Las Naranjas, las calizas afloran en la carretera Guaruta-Blanco, lugar con un espesor promedio de 10 metros. Esta formación es eminentemente carbonática, con capas macizas de calizas micríticas, biomicríticas y bioclásticas, algo dolomitizadas, de color gris a marrón con meteorización a tonalidades grises. Se indica un ambiente de plataforma interna a externa, es un banco carbonático situado en posición distal, sobre una plataforma submarina con paleoprofundidades de más de 40 metros, en un ambiente de energía media a alta. En río Carinicuao, estado Sucre, es un conjunto calcáreo macizo, cuyo espesor varía entre 5 metros en la quebrada La Sabana y 10 metros al este de la falla Cimarrón. En la quebrada La Sabana, la formación está representada por 3 metros constituidos por capas de calizas (micrita, mudstone de color negro con intervalos margosos y en el tope, una capa de caliza de color gris verdoso con el tope laminado, negro). Aflora en un cerroa lo largo de la carretera Agua Fría Arriba-Campo Alegre, son calizas macizas, bioclásticas, de color gris claro. En la quebrada La Sabana, la formación está representada por 3 metros de espesor. En el sector Cangrejal-rio Coicual, estado Sucre, el espesor de estas calizas de plataforma es de aproximadamente 15 metros. El espesor total de esta formación es desconocido, ya que es muy variable de un sitio a otro. En el sinclinal de Las Naranjas la formación se observa muy claramente que está ubicada encima de las marlitas de la Formación García, infrayacente se desarrollan capas macizas de calizas de plataforma. En el sinclinal de Cedeño de Los Negros, la base de la formación Majagual es desconocida tal como la formación infrayacente. El tope de la formación está en contacto con la formación Querecual. En el río Carinicuao, los contactos estratigráficos inferior y superior son transicionales. En el sector Cangrejal-rio Coieual, se desarrolla esta formación carbonática encima de la Formación Cutacual y debajo de la Formación Querecual con contactos que parecen concordantes, pero que no han sido observados. Se observan niveles muy fosilíferos con rudistas (Mexicaprina cf. Cornuta COOGAN), equinodermos y gasterópodos (VIVAS y MACSOTAY, 1995). El nannoplancton calcáreo está representado por Cruciellipsis chiastia, Eprolithus floralis, Nannoconus sp, Parhabdolithus embergeri, Watznaueria barnesae, Watznaueria biporta, Zygodiscus diplogramus (AGUASUELOS, en FURRER y CASTRO, 1977). Los gasterópodos y rudistas indican una edad Albiense tardío. Con base a los fósiles descritos y a su posición estratigráfica se ubica entre el tope del Albiense medio y el Albiense tardío. 675 INFORMAL MALLORQUÍN, PAQUETE DE (Formación Naricual) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Anzoátegui. En su estudio de los yacimientos de carbón de la Formación Naricual en su zona tipo, GONZÁLEZ DE JUANA y AGUERREVERE (1938) reconocen tres intervalos con un contenido aparente de carbón aprovechable, que denominaron "paquetes" de Aragüita, Mallorquín y Santa María en orden ascendente. HEDBERG y PYRE (1944) y BELLIZZIA y MARTÍN-BELLIZIA (1961) emplean la misma nomenclatura e indicaron la extensión localizada de las unidades. (GREGORY LONDON (1964) se refiere a las mismas como "grupos de capas de carbón", "grupo Santa María", etc. Véase: NARICUAL, FORMACIÓN. VÁLIDO MAMEY, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Lara. Referencias: Este término fue introducido por BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1967) para designar la unidad superior de las dos unidades en las cuales dividieron a la Formación Los Cristales, definida por BUSHMAN (1959). VON DER OSTEN (1967) recomendó el rechazo del nombre por considerar que la unidad no se distingue adecuadamente de otras. Posteriormente, los autores originales (1968) reconocieron tres unidades formacionales en el intervalo de la Formación Los Cristales, en la serranía de Nirgua-Tucuragua, de las cuales la superior es la Formación Mamey, pero recomendaron sustituir este nombre por el de Los Cristales, redefinida por ellos en la misma publicación, debido a su homonimia con un miembro local de la Formación Oficina de Venezuela oriental. No obstante, en vista de la invalidez del nombre Mamey en Anzoátegui por ausencia de definición, STAINFORTH (1968) recomendó mantener la Formación Mamey en Lara, como unidad superior del Grupo Los Cristales, rango nuevo que propuso para la formación del mismo nombre. BELLIZZIA (1968) acogió este criterio. Según BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1967), la Formación Río Turbio, término aplicado por BUSHMAN (1958, 1959) a una secuencia en forma de bloque aislado al sur de Barquisimeto, probablemente constituye un bloque alóctono de la Formación Mamey, por lo tanto, recomendaron rechazar ese término de Formación Río Turbio, y designar a esta masa aislada con el nombre informal de "Calizas del Río Turbio". Localidad tipo: No se ha definido sección tipo específica, pero el nombre proviene de una de las mejores secciones que aflora en la quebrada Mamey afluente de la quebrada Nonavana, al este de Duaca, estado Lara; hay secciones representativas en el curso inferior 676 del río Bobare y en las quebradas Las Palmas, Palmarito, La Peña, Cogollal y Pisaje en la serranía de Bobare, estado Lara. (Hoja Nº 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Desde el valle del río Moroturo alnorte hasta la cercanía de Sarare, estado Lara. Descripción litológica: Según los autores originales, la unidad consiste esencialmente de esquisto cuarzo-sericítico con colores gris, naranja y marrón, en capas generalmente lenticulares, de espesores variables, entre centímetros y 5 m, metaconglomerado de colores crema a gris claro, intercalados con los primeros, algunos son polimixtos intraformacionales, con fragmentos que alcanzan dimensiones de guijarros, peñas y pellones de mármol, filita y menos frecuentemente de arenisca; metaconglomerado calcáreo arcósico y mármol arenáceo conglomerático arcósico; metaarenisca generalmente calcárea y feldespática, de grano grueso a medio, y color gris oscuro a crema, que meteorizan en pardo rojizos con manchas blancas, y filita negra grafitosa, localmente calcárea. A veces se presentan macro- y microbrechas con fragmentos líneas de mármol y filita en una matriz calcáreo-arcillosa. Las rocas carbonáticas se presentan en capas macizas a foliadas en diferentes intervalos dentro de la unidad; muchas de ellas muestran marcada lenticularidad y en general sus espesores y continuidad lateral son bastante irregulares; son de colores, gris, gris azuloso y gris oscuro negro, de grano fino a medio; muchas veces son arenáceas, hasta conglomeráticas, semejantes a las de la Formación Carorita. Hacia la parte superior de la unidad, en la zona de transición a la Formación Bobare, el porcentaje de metaconglomerados disminuye drásticamente, la metaarenisca se hace muy cuarcífera, y prácticamente desaparece el mármol y el elemento calcáreo tanto como cemento o como parte de la matriz. Las asociaciones litológicas presentes en la Formación Mamey sugieren sedimentación en una plataforma inestable, con acciones esporádicas de ambiente de turbidez. Espesor: BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) estimaron 1400 m de espesor. Relaciones de campo: BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1967) postulan relaciones transicionales con la Formación Aroa infrayacente y relaciones transicionales hacia arriba y lateralmente a la Formación Bobare. Fósiles: En algunas localidades se observan fragmentos de amonites, muy semejantes a los descritos en la Formación Carorita; algunas calizas contienen pelecípodos, espinas de equinoideos y corales. Edad: Cretácico temprano, a base de su contenido faunal. Correlación: La Formación Mamey se correlaciona en parte con las formaciones Araure, Agua Blanca y Cojedes (región de Acarigua-Agua Blanca) y su parte superior, podría equivaler a la Formación Volcanito deloeste de los ríos Acarigua y Negro. Véase: LOS CRISTALES, GRUPO. 677 INVÁLIDO MAMEY, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. Este término fue publicado por TAYLOR (1962) sin descripción textual, en una ilustración que muestra una subdivisión de la Formación Oficina en los miembros Mamey, San Isidro y Unare en la región de Unare, estado Anzoátegui. El nombre es inválido por ausencia de definición, y se ha empleado para designaruna formación válida en el Estado Lara. Véase: MAMEY, FORMACIÓN. VÁLIDO MAMONAL, MIEMBRO (Formación Guárico) MESOZOICO (Cretácicotardío: Maestrichtiense) CENOZOICO (Terciario:Paleoceno) Estado Cojedes. Este término fue utilizado por MENÉNDEZ (1965), para designar una secuencia lenticular de conglomerados y areniscas con intercalaciones de lutitas gris oscuro, que pasan lateralmente a otras facies de la Formación Guárico. El área de afloramientos, está restringida a una franja ubicada al oeste del cerro Pilancones, con localidad tipo en la quebrada Mamonal. Suprayace en forma concordante y transicional a la Formación Mucaria. El ambiente de sedimentación de este miembro es descrito por MENÉNDEZ (op. cit., en: GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980) como turbidítico-flujoturbidítico. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. VÁLIDO MAMONCITO, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) introdujeron este nombre para designar el último miembro en orden estratigráfico ascendente, de los siete que constituyen su Formación Cazadero. La unidad tiene 100 metros de espesor y se compone de ftanitas bien estratificadas de colores amarillo, crema, naranja y blanco, que meteorizan en blanco cremoso y se parten formando abundantes lajitas. Según ROD (1959) unidad es parte de la repetición por sobrecorrimiento del Miembro Cimarrona, teoría posteriormente negada por VON DER OSTEN (1967). 678 El término Cazadero ha sido sustituido posteriormente por el de Formación Barquisimeto, pero sus miembros retienen su validez local. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN. VÁLIDO MAMPORAL, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Estado Miranda. Referencias: PATRICK (1959), introduce el nombre de Formación Mamporal para designar una secuencia de sedimentos continentales poco consolidados, mal estratificados, en posición horizontal, que afloran en la región del bajo Tuy. BERMÚDEZ (1966), sugirió su correlación con las Capas de Caucagua (SEIDERS, 1965), considera que ambas unidades constituyen facies ligeramente diferentes del Pleistoceno, suprayacentes las formaciones Cumaca y Aramina. Localidad tipo: está ubicada en la carretera Caracas-Higuerote, cerca de Tacarigua de Mamporal, a unos 12 km. al suroeste de Higuerote. También se encuentran afloramientos típicos en los cortes a lo largo de la carretera Tacarigua de Mamporal-Rio Chico, hasta el río Tuy, estado Miranda. Extensión geográfica: La Formación Mamporal se extiende por los valles del bajo Tuy, estado Miranda. Descripción litológica: La Formación consiste en partes aproximadamente iguales de lentes de arcillas, areniscas y conglomerados ligeramente consolidados y pobremente estratificados. Los colores típicos de la formación son rojizo, amarillo y gris; las arcillas generalmente son moteadas y los sedimentos clásticos gruesos son ferruginosos. Las arcillas son finamente arenosas; las areniscas son de granos angulares y subangulares de tamaño variable, cementados con arcilla; los conglomerados contienen una mezcla heterogénea de fragmentos subangulares a subredondeados, del tamaño de guijas y peñas de rocas ígneas y metamórficas, areniscas cuarzosas y ocasionalmente calizas, en una matriz arcillo-arenosa. El carácter de la sedimentación de la Formación Mamporal sugiere un ambiente de abanico aluvial morfoclimático, como los correspondientes a épocas áridas y subáridas. Los conglomerados indican una sedimentación tipo piemontino de corrientes rápidas e intermitentes. El ambiente fluvial en la zona de los valles permitió un mayor escogimiento en el tamaño de los sedimentos, aun cuando los granos angulares y subangulares de las arenas y la cementación arcillosa, indica variaciones importantes en los regímenes de las corrientes. Espesor: PATRICK (op. cit.) estima un espesor de unos 120 m, aun cuando no ha sido posible medir una sección completa debido a la discontinuidad de los afloramientos. 679 Relaciones de campo: Según PATRICK (op. cit.), la unidad suprayace discordantemente a la Formación Guatire (equivalente a la Formación Aramina en la región del bajo Tuy, (BERMÚDEZ, 1966). GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), consideran que la unidad suprayace discordantemente a la Formación Caucagua, observándose el contacto entre las dos formaciones en la carretera Caracas-Higuerote, a unos 5 km al oeste de Tacarigua de Mamporal, así como en diversos sitios a lo largo de la carretera Higuerote-Curiepe. Fósiles: No se han hallado fósiles en la Formación Mamporal. Edad: La edad de la Formación Mamporal se establece con base a sus relaciones estratigráficas con la Formación Caucagua infrayacente. La Formación Caucagua suprayace discordantemente a la Formación Aramina, cuya edad es Mio-Plioceno. La Formación Caucagua se asigna al Pleistoceno temprano-medio. La Formación Mamporal que es discordante sobre la Formación Caucagua, se le asigna una edad Pleistoceno medio. Correlación: PATRICK (op. cit.) estima que la Formación Mamporal es correlativa con la Formación Coche de Venezuela oriental. INFORMAL MANAMUNDO, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. La primera referencia a esta unidad es la publicación informal de MARTÍN (1975, fide MENÉNDEZ, 1994) donde la describe someramente como una secuencia de paragneises cuarzo-feldespático-biotítico-muscovíticos, anfibolitas y metaftanita mangano-ferrífero que aflora al oeste del río Caroní en la región Aro-Caroní-Paragua infrayacente concordantemente a su Formación Carapo y suprayace a su Formación El Cedral. MENÉNDEZ (1994) sugiere que la unidad debe representar otra de las zonas de migmatitas que forman parte del Complejo de Supamo. INVÁLIDO MANANTIALES, CALIZA DE MESOZOICO (Cretácico medio) Estado Zulia. GARNER (1926) emplea este término para designar una sección de calizas cretáceas, expuesta en las cercanías del caserío de Manantiales, distrito Páez del estado Zulia. A juzgar por su descripción, la unidad incluye calizas del Grupo Cogollo en su parte inferior, y lutitas calcáreas de la Formación La Luna en su parte superior. Las referencias a esta unidad en la literatura geológica han sido muy limitadas (SUTTON, 1946; en LEV, 1956) por cuya razón el nombre se considera inválido. 680 INVÁLIDO MANAURE, CAPAS DE MESOZOICO (Cretácico) Colombia. Algunos autores citan erróneamente las capas cretácicas expuestas en las cercanías del pueblo de Manaure, situado en Colombia nororiental, como unidades estratigráficas venezolanas (MAURY, 1925-c; LIDDLE, 1928). CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) proporcionó más detalles, pero en todo caso el término es inválido por su prolongado desuso. VÁLIDO MANDINGAL, PLUTÓN DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: MENÉNDEZ (1968), publicó este término para designar al plutón de pórfido de cuarzo, que aflora en un área de forma circular a ovalada, ubicado en las vecindades del hato Mandingal al noroeste del caserío de Pastora, en la región de Guasipati. Localidad tipo: Vecindades del hato Mandigal, al noroeste de La Pastora, Guasipati, estado Bolívar. Extensión geográfica: El Plutón se presenta en una superficie circular de 25 km2, rodeado de varios cuerpos menores, está ubicado a 4 kilómetros al norte del río Yuruari, al noreste de La Pastora, en la región de Guasipati, estado Bolívar. (MENÉNDEZ, 1972). Descripción litológica: El pórfido es de color gris claro a rosado claro localmente, es macizo excepto en una zona angosta en los bordes del plutón donde presenta foliación por cizallamiento de la roca, posiblemente a consecuencia de protoclasis. La roca es porfidítica con abundantes fenocristales bipiramidales de cuarzo de 2 a 5 mm de diámetro, en una pasta afanítica. El cuarzo presenta bordes irregulares corroídos por la matriz, la plagioclasa es anortoclasa, medianamente sausuritizada. La matriz es un agregado microgranular de cuarzo y feldespato rico en feldespato potásico, localmente contiene biotita. Ambiente tectónico y petrogénesis: KLAR (en MENÉNDEZ, 1994) determinó que el Plutón de Mandingal es subvolcánico y lo relaciona al vulcanismo dacítico de la Formación Yuruari en la cual es intrusivo. Relaciones de campo: Está emplazado en los esquistos actinolíticos de la Formación Cicapra (MENÉNDEZ, 1994) y sus contactos con la roca caja son nítidos y discordantes. 681 La roca caja cerca del plutón está inyectada por numerosos sills y diques de pórfido de cuarzo y felsita, probablemente comagmática con dicho plutón. Edad: OLMETA (1968) señala la edad radiométrica, por K/A en roca total, de 1500 Ma., para el emplazamiento de este cuerpo. KLAR (op. cit.), determinó una edad de 2200 ± 100 Ma por U-Pb., en circones procedentes tanto del plutón como de las lavas de la Formación Yuruari. Importancia Económica: Presenta condiciones para la mineralización aurífera, particularmente en la zona de contacto con las rocas que intrusiona. INVÁLIDO MANICUARE-CUBAGUA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Sucre. SENN (1940) emplea este nombre compuesto en su cuadro de correlación para designar capas hoy mejor definidas, incluidas en la Formación Cubagua. Véase: CUBAGUA, FORMACIÓN. VÁLIDO MANICUARE, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico tardío- Cretácico temprano) Estado Sucre. Referencias: El nombre Manicuare fue propuesto por BALDA (1963), para designar las rocas metamórficas que afloran en la región de Manicuare (estado Sucre). Posteriormente fue redefinido formalmente por SCHUBERT (1972), para designar los esquistos cuarzomicáceos y cuarcitas que afloran en la parte noroccidental de la península de Araya. Localidad tipo: Camino entre El Guamache y Merito, a través de la península de Araya (Hojas Nº 7347 y 7447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: El área de afloramientos se extiende en forma de una faja de aproximadamente 3 a 5 km, de ancho, en dirección este-noreste, entre las poblaciones de Araya y Chacopata y desde la costa norte de la península de Araya, hasta Manicuare en la costa sur, parcialmente limitada por la falla de Salazar, estado Sucre. Descripción litológica: La formación consiste de esquistos cuarzo-micáceos (70%) frecuentemente granatíferos (almandino) y/o epidóticos, con abundantes intercalaciones de cuarcitas (29%) y algunas bandas de esquistos anfibólicos (tremolita-actinolita), mármol y gneis. Se presentan en bandas alternas de espesor variable, frecuentemente con 682 micropliegues y estructuras de "augen", principalmente con porfidoblastos de plagioclasa y granate (en los esquistos) y de cuarzo, biotita, muscovita y óxido de hierro (en las cuarcitas). Toda la secuencia contiene vetas tabulares de cuarzo blanco o ahumado, las cuales varían entre varios centímetros y varios metros de espesor, paralelas otransversales a la foliación. Ocasionalmente, estas vetas de cuarzo están asociadas a cristales de cianita. Las rocas de la Formación Manicuare posiblemente representan una sedimentación terrígena, derivada del Escudo de Guayana, la cual fue afectada por un metamorfismo regional Mesozoico superior, correspondiente a la subfacies cuarzo-albita-epidotoalmandino, de la facies de los esquistos verdes (WINKLER, 1965). Espesor: Debido al intenso plegamiento y fallamiento, se estimó un espesor máximo de 1500 a 2000 m. Relaciones de campo: El único contacto con otra unidad metamórfica, es de falla con la Formación Laguna Chica. El contacto con el conglomerado basal de la secuencia sedimentaria miocena (Formación Cubagua), en la parte occidental de la península de Araya, es discordante (VIGNALI, 1965). Edad: Con base en una correlación litológica con el Grupo Juan Griego de la isla de Margarita, se le asigna una edad Mesozoico (Jurásico tardío a Cretácico temprano). Correlación: Con base en la litología y el grado de metamorfismo, se correlaciona con parte del Grupo Juan Griego de la isla de Margarita. VÁLIDO MANZANILLO, MIEMBRO METAVOLCÁNICO DE MESOZOICO Jurásico (?)-Cretácico temprano (?) Estado Nueva Esparta. TAYLOR (1960) introduce este nombre para designar una subdivisión de su "Anfibolita deParaguachí". La unidad, expuesta en la costa noreste de Manzanillo, en la isla de Margarita, es una secuencia delgada de esquistos verdes metavolcánicos (95%), interestratificados con metaftanitas en capas delgadas y complejamente plegadas. Las rocas verdes constituyen más del 95% de la sección expuesta, constituida por clorita, albita, epidoto, zoicita y calcita, con muy escasos granates. En su mapa, TAYLOR (op. cit.) ubica la unidad en el tope de la Anfibolita de Paraguachí. Este último nombre se considera inválido, aunque el Miembro Manzanillo retiene su validez local. Véanse: PARAGUACHÍ, ANFIBOLTA DE y JUAN GRIEGO, GRUPO. INFORMAL MÁPARES, CUARCITAS DE 683 PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) publica este término como parte de su Serie Real Corona (hoy Grupo). RUBIO et al., (1953 identificaron esta unidad como "la Cuarcita Ferruginosa" de cerro Bolívar y la habían asociado a las unidades del Complejo de Imataca. La unidad aflora típicamente al sur de Mápares, 15 kilómetros de distancia a partir de la margen oriental del río Aro sobre la carretera Ciudad Bolívar-Maripa, en forma de faja estrecha, desde La Flor, hasta el cerro Danta. Está constituida por una metacuarcita de color blanco grisáceo, localmente ferruginosa, probablemente intercalada con horizontes de anfibolita. En su parte inferior, la estratificación presenta bandas de coloración paralelas a la foliación y lentes discoidales de óxidos de hierro de pocos centímetros de diámetro, que podrían representar guijarros hematíticos intensamente deformados. Al oeste de la localidad tipo, exhibe recristalización intensa. En la porción considerada como la base, la roca pasa a cuarcita gris pardusca, compuesta de óxidos de hierro en forma de lentillas de hematita de 1 cm de espesor y un (1) metro de longitud, asociado con sílice en concentraciones oscuras y con limolita rellenando las fracturas. La porción silícea consiste totalmente de cuarzo laminado en placas finas orientadas paralelamente, asociados con escasa andalusita y minerales opacos. La unidad infrayace a la Anfibolita de Danta y a la Formación Taipana. La unidad se correlaciona con el Conglomerado de Zárate por su contenido de hierro y andalusita. La "Subunidad Cuarcita Blanca" es sinónimo de Mápares. A base del método K/Ar se determinó una edad de 1260 Ma, en muscovita de un esquisto cuarzo-muscovítico, asociado con una anfibolita de grano fino, expuesto en la región de La Flor-La Esperanza que según KALLIOKOSKI (1965-a) corresponde a la unidad. VÁLIDO MAPORITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Estado Yaracuy. Referencias: El nombre de Formación Maporita fue introducido por BELLIZZIA y GONZÁLEZ (1968) para designar una secuencia de sedimentos pobrementeconsolidados, discordantes sobre rocas metamórficas, expuestas en los estados Yaracuy y Carabobo. Localidad tipo: La sección tipo está en la quebrada El Fraile, cercana al caserío Maporita en el estado Yaracuy. Extensión geográfica: La unidad aflora en una franja angosta desde los alrededores de la población de Morón, estado Carabobo, hasta las cercanías del río Taria en el estado Yaracuy. Descripción litológica: La Formación Maporita consiste de conglomerados, areniscas, limolitas, lutitas, arcillas y margas. Los conglomerados, mal consolidados, consisten en 684 guijarros subangulares y subredondeados de cuarzo, esquistos verdes y cuarzo micáceos, filitas, calizas, gneises cuarzo-feldespáticos y anfibolitas. La matriz es arcillosa, arenácea y a veces ferruginosa y son frecuentes las gravas pobremente estratificadas y mal escogidas. Las areniscas son friables, cuarzo-micáceas, de grano medio y grueso, de colores verde, marrón, crema y rojizas. La estratificación cruzada, la lenticularidad y el acuñamiento son característicos en esta unidad. Las lutitas y limolitas asociadas son generalmente arenáceas y de colores verdoso, marrón, crema a rojizo. Se observan además capas delgadas y lenticulares de margas. La Formación Maporita se compone de sedimentos de origen continental posiblemente depositados en abanicos aluvionales restringidos a lo largo de una estrecha zona entre la línea de la costa y las rocas metamórficas. Estos abanicos aluviales representan las facies sedimentarias morfoclimáticas de aridez y subaridez, propias de los estados regresivos y transgresivos marinos durante los estadios de glaciación e interglaciación. Los sedimentos son completamente inmaduros; la abundancia de feldespato y fragmentos de rocas indican poco transporte. Es probable que las arenas hayan sido retrabajadas en la línea de costa, ya que así lo parece indicar la estratificación cruzada. Igualmente un ambiente litoral de línea de costa es indicado por las capas delgadas y lenticulares de margas. Espesor: Debido a la escasez de afloramientos continuos y al hecho de estar cubiertos en gran parte por sedimentos recientes, no se ha establecido un espesor verdaderamente representativo de la unidad. En la localidad tipo se estima un espesor de 300 m. Relaciones de campo: El contacto inferior de la Formación Maporita es discordante sobre las rocas metamórficas expuestas en los estados Yaracuy y Carabobo (Formación Nirgua), y está cubierta por sedimentos del Pleistoceno y Holoceno. Fósiles: No se han encontrado fósiles. Edad: Con base a las correlaciones se le asigna una edad Mio-Plioceno. Por sus características litológicas y de estratificación, la unidad puede representar una facies sedimentaria morfoclimática de aridez y subaridez característica del Plioceno tardío y Pleistoceno. Esta edad es reseñada también en GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980). Correlación: La Formación Maporita, por sus características litológicas y paleoambientales, se puede correlacionar con unidades que se originaron por procesos sedimentarios similares durante el Plioceno tardío y Pleistoceno, como son las formaciones La Playita, y Las Pailas. VÁLIDO MAPUEY, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Cojedes. 685 Referencias: RENZ y SHORT (1960) introdujeron el nombre Formación Mapuey, para designar un conjunto de calizas laminadas y filitas calcáreas, con algunas calizas arenosas, que descansa sobre la Formación Cojedes al oeste de El Tinaco. BUSHMAN (1967) estudió la unidad en detalle, y discutió las secciones de referencia. Localidad tipo: RENZ y SHORT (op. cit.) citaron como localidad tipo el valle del caño Mapuey, a 600 m al norte de la hacienda El Cacao, 9 km al noroeste de San Carlos, distrito San Carlos del estado Cojedes (Hoja Nº 6444, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Dichos autores dieron como secciones de referencia las siguientes: laderas meridionales del alto de Cebadilla, 1 km, al este de la localidad tipo; ladera septentrional del cerro Bella Vista, a unos 2 km al norte de San Carlos y la del cerro Carrizal, 11 km al oeste de Agua Blanca. BUSHMAN (op. cit.) revisó estas secciones, concluyendo que la sección tipo y los del alto de Cebadilla y el cerro Bella Vista, parecen estar en grandes bloques alóctonos embebidos en las filitas de la Formación Mucaria, más joven. La sección del cerro Carrizal, según este autor, parece ser autóctona, pese a lo confuso de sus contactos, y podría ser designada como localidad tipo. Extensión geográfica: La unidad aflora desde el área de Agua Blanca, hasta el norte de San Carlos, Cojedes, en los cerros Carrizal, Chacaíto, Buena Vista y en el alto de Cebadilla. Descripción litológica: En la sección tipo y en las dos primeras secciones de referencia, la Formación Mapueyconsiste en calizas arenosas color gris, que meteorizan a gris pardo, laminadas, de grano fino a grueso, interestratificadas con calizas lutíticas y lutitas grises. En la sección tipo hay capas lenticulares, de 10 a 30 cm, de un conglomerado formado por guijarros de 5 a 6 mm de calizas arrecifales. En el alto de Cebadilla, la formación contiene cantos rodados de 10 a 80 cm de diámetro, de caliza maciza gris muy fosilífera y revestida de una capa de óxido de hierro. En general, las calizas de la Formación Mapuey presentan ligero metamorfismo, con alta recristalización y destrucción de los fósiles, salvo los restos de equinoides. Espesor: Debido a las complicaciones estructurales, RENZ y SHORT (op. cit.) no pudieron dar el espesor de la formación en su sección tipo, aunque reportaron un espesor de 460 m en la sección del cerro Carrizal, sugiriendo que el espesor total de la unidad pudiera ser el doble. Relaciones de campo: La Formación Mapuey yace concordantemente sobre la Formación Cojedes. El contacto aflora en el área de Boquerón, 7 km al este-noreste de Agua Blanca. RENZ y SHORT (op. cit.) aducen que tal contacto no es claro, sino que parece tener interdigitaciones y repliegues. En el tope, el contacto con la Formación Mucaria aflora en la sección tipo y en las de referencia, y es abrupto (RENZ y SHORT, op. cit.). BUSHMAN califica dicho contacto de dudoso, debido a la posible aloctonía del material de Mapuey dentro de la Formación Mucaria. Fósiles: En las calizas de la formación se han hallado amonites desarrollados aplastados, similares a los reportados de la Formación Carorita (BUSHMAN, 1959) y fragmentos de equinoides. Además de estos fósiles considerados autóctonos de la formación, RENZ y 686 SHORT (op. cit.) mencionan que en los guijarros de caliza de los conglomerados, se han hallado Orbitolina sp. Miliolidae, Nerinea sp., caprínidos, corales y algas. Edad: La edad de la Formación Mapuey se considera Cretácico temprano (Albiense). Correlación: La Formación Mapuey es, probablemente correlativa de la Formación Carorita del surco de Barquisimeto, según BUSHMAN (op, cit.), quien además, postula una posible correlación con la Formación Tucutunemo y con parte del Grupo Los Cristales. Por otra parte, RENZ y SHORT (op. cit.) sugieren una correlación con la Formación Querecual, hacia el este y quizás con la Formación Las Mercedes del Grupo Caracas. VÁLIDO MARACA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío-Cenomaniense temprano) Estado Zulia. Referencias: ROD y MAYNC (1954), publicaron el nombre de Maraca, para designar la parte superior del Grupo Cogollo, en reemplazo del término Capacho de SUTTON (1946). RENZ (1959) le dio al intervalo calcáreo, equivalente en Los Andes a la Formación Aguardiente, el nombre de Caliza de La Puya con el rango de formación, invalidado en el LEV (1970), por considerarlo un sinónimo innecesario de Maraca. LEÓN (1975) la estudia en el campo Urdaneta Noreste. BARTOK et al., (1981) la definen en el subsuelo del lago de Maracaibo. QUIJADA y CALDERA (1985) estudian la unidad en el campo Alpuf. Localidad tipo: ROD y MAYNC (op. cit.) dan como sección tipo, el caño Maraca, un tributario del río Yasa, al suroeste de Machiques, distrito Perijá, estado Zulia. El tope de la formación está 1300 m al oeste de la hacienda "Maraca". (Hoja Nº 5645, escala: 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Se reconoce por la sierra de Perijá hasta el río de Oro, pero no se ha reportado en la concesión Barco al suroeste. RENZ (1959) describe la Formación La Puya (hoy considerada como equivalente de Maraca) en el camino La Grita-Seboruco y al norte de los estados Trujillo y Lara. Hacia el sur se vuelve arenosa y forma parte de la Formación Aguardiente. En la subcuenta Lara-Trujillo, GARCÍA JARPA et al. (1980) la incluyen en el tope de la Formación Peñas Altas, por ellos definida. Descripción litológica: Consiste en pocas areniscas glauconíticas y calcáreas hacia la base, en transición con la Formación Lisure infrayacente, pero el carácter más distintivo lo constituyen las calizas bioclásticas coquinoides macizas, formadas predominantemente por Ostrea y Trigonia, con algunas, intercalaciones de capas delgadas de margas y lutitas de color gris y ocre claros. También puede presentar ooides y granos cubiertos, y algunos granos angulares de cuarzo, fosfato y pirita. Las calizas se asemejan a la de los miembros Piché, y Tibú de la Formación Apón. BARTOK et al. (1981) en el subsuelo de la cuenca de Maracaibo, definen la secuencia en la base con areniscas cuarcíticas, capas de carbón y 687 packstone con depósitos de interbarra con abundantes oncolitos, algunas oolitas, pellets, granos compuestos que terminan en un biostromo de pelecípodos, que grada hacia las calizas bituminosas de la Formación La Luna suprayacente. LEÓN (1975) en el campo UrdanetaNoreste, define la formación como calcarenitas bioclásticas de porosidad entre 35%, a veces con cavidades de disolución y fracturas. Considera que la formación representa una facies de aguas llanas, cercana a la costa. BARTOK et al., (op. cit.) interpretan ambientes lagunales a intramarea en la base, que pasa a marino llano hacia el tope. Espesor: En el caño Maraca, ROD y MAYNC (op. cit.) midieron 40 m, e igual espesor en la quebrada Santa Rosita. En el caño Cusare, 120 m; río Yasa, 85 m; en el río Apón, 60-65 y 80 m en el río Negro. En el subsuelo del lago de Maracaibo, en el campo Urdaneta Noreste, LEON (op. cit.) reconoce 13,7 m y en el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (1985) dan valores entre 19-29 m. En Los Andes se adelgaza y en Táchira, RENZ (1959) reporta 10-15 m, y entre 20-25 m en las áreas de Chejendé, y Barbacoas. Relaciones de campo: La base es transicional con la Formación Lisure, colocándose en el primer paquete de calizas no glauconíticas. El contacto superior coincide con la primera aparición de calizas bituminosas negras y laminadas, de la Formación La Luna, en una transición rápida, que según LEÓN (1975), podría ser un diastema, aunque la Formación Maraca siempre se ha encontrado presente. Fósiles: RENZ (1977), presenta una lista de la fauna encontrada en Los Andes: Exogira boussingaulti, Ostrea scyfax, localmente Terebratula y rudistas. En el tope de la formación, amonites de los géneros y subgéneros Oxitropicoceras (venezoliceras), Hysteroceras, Mortoniceras, Parengonoceras, Knemiceras, Neophlycticeras, Desmoceras, Anapuzosis y Bihamites, dentro de la zona Hysteroceras. En Perijá son muy abundantes Trigonia sp., y Ostrea, pero no se han encontrado amonites. Edad: Según RENZ (1977), los amonites citados de Los Andes proporcionan una excelente documentación para asignarle una edad Albiense tardío basal. Dentro del surco de Machiques, por su posición estratigráfica, suprayacente a la Formación Lisure de edad Albiense tardío e infrayacente a la Formación La Luna de edad Turoniense; el mismo autor sugiere una edad Cenomaniense. Correlación: La Formación Maraca es correlativa cronológicamente con la base de la Formación Capacho del surco del Uribante, la base de la Formación La Luna de LaraTrujillo y la base de la Formación Escandalosa de Barinas, pero por correlación litoestratigráfica, corresponde al tope de la Formación Aguardiente y la Caliza de La Puya (RENZ, 1959), del surco de Uribante y de la región Lara-Trujillo respectivamente, y a la unidad "A" de BARTOK et al., (1981). INVÁLIDO MARACAIBO, CAPAS DE, FORMACIÓN, GRUPO, SERIE CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) 688 Estado Zulia. Estos términos fueron empleados en forma indefinida por GARNER (1926), LAMARE (1927), LIDDLE (1946) y TASH (1937-a, b) para designar capas del Plio-Pleistoceno en la cuenca de Maracaibo. Autores posteriores dividieron el intervalo en las formaciones Onía y El Milagro. KEHRER (1956) renovó el nombre de Formación Maracaibo para designar el intervalo entre las formaciones Lagunillas y El Milagro, pero no existe precedente para este empleo. Véanse: ONIA, FORMACIÓN y EL MILAGRO, FORMACIÓN. INFORMAL MARACAPRA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MARTÍN (fide MENÉNDEZ, 1994) señala esta formación como perteneciente a la parte superior de su Grupo Chiguao, de extensión restringida en el escudo de Guayana, consiste de areniscas cuarzo-hematíticas intercaladas con limolita filítica de color rojo vino y areniscas conglomeráticas, y suprayace a la Formación Chara con suave discordancia (MARTIN 1975). MARTÍN (en MENÉNDEZ, op. cit.) correlaciona a la unidad con la formación los caribes por sus semejanzas litológicas, no existe descripción formal de esta unidad. INVÁLIDO MARACAS, CAPAS DE MESOZOICO (Jurásico?) Estado Sucre. KUGLER (1953) extiende este nombre, establecido en Trinidad, a la parte oriental de la península de Paria, estado Sucre. SELLIER DE CIVRIEUX (en LEV, 1956) apoya esta versión. Posteriormente, GONZALEZ DE JUANA et al. (1965), al establecer la secuencia estratigráfica en la parte oriental de Paria, señalan la correlación de Maracas con la Formación Macuro y posiblemente con la Formación Uquire, porcuya razón el término ha sido invalidado en Venezuela. Véase: MACURO, FORMACIÓN. INVÁLIDO MARAVAL, CAPAS DE 689 MESOZOICO (Jurásico?) Estado Sucre. KUGLER (1953) extiende a Venezuela el nombre de Capas de Maraval, establecido en Trinidad, específicamente a las localidades de Macuro y Morrocoy en la parte oriental de la península de Paria, estado Sucre. SELLIER DE CIVRIEUX (en LEV, 1956) resume lo escrito por KUGLER y afirma que: "KUGLER (ibíd.) establece una relación entre: 1) la facies yesíferas de Macuro (o Cristóbal Colón) correlacionadas con las capas de Maraval". GONZALEZ DE JUANA et al. (1965), al establecer la secuencia estratigráfica de la parte oriental de Paria, señalan que las capas de yeso de Macuro y Morrocoy forman parte del Miembro Patao de la Formación Cariaquito, aunque no establecen una correlación directa entre este Miembro Patao y las calizas del complejo calcáreo de Aripo-Hollis-Maraval de Trinidad. Véanse: PATAO, MIEMBRO y CARIAQUITO, FORMACIÓN. VÁLIDO MARCELINA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. Referencias: El nombre de Formación Marcelina fue usado originalmente por SUTTON (1946), para designar la unidad denominada por GARNER (1926) Paquete de Carbón de La Rosa. Tal como fue descrita por SUTTON, la formación equivale a la parte inferior de la Formación Paso Diablo de HEDBERG y SASS (1937). GONZÁLEZ DE JUANA (1951) comentó e ilustró esta equivalencia. Aunque el término Paso Diablo tiene prioridad, ha sido poco usado en la literatura geológica, habiéndose generalizado en cambio el de Marcelina. KEY (1960) empleó el nombre en el subsuelo del campo Alturitas, Perijá. MILLER y SANJUÁN (1963) redefinieron las características de la localidad tipo en el río Guasare y mencionaron secciones de referencia en los ríos Socuy y Cachiri y en el valle del río Ranchería, en la vertiente colombiana de la sierra de Montes de Oca. MOTICSKA (1977) estudia en detalle rocas alteradas de esta unidad. LEAÑO (1983) y RUIZ (1983) presentan trabajos relacionados con la Formación Marcelina. CALDERA y QUIJADA (1985) la estudiaron en el campo Alpuf. KUYL et al., (1955) y MEDEROS y CASTRO (1983) citan especies de polen cerca del área tipo. Localidad tipo: SUTTON (op. cit.) estableció la localidad tipo de la formación en el río Guasare, desde el tope de una caliza maciza, 550 m aguas arriba de la desembocadura del caño Colorado, hasta la base de una unidad de areniscas gruesas y masivas, a 50 m bajo la boca del caño Santa Rosa, también afluente del Guasare. (Hoja Nº 5749, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Las secciones de referencia establecidas por MILLER y SANJUÁN (op. cit.), están respectivamente en el río Socuy, entre los caños Pedrú y La Arena, al oeste del embalse Socuy y en el río Cachiri, unos 700 m aguas abajo de la confluencia con la 690 quebrada La Cruz (caño del Norte). (Hoja Nº 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación Marcelina abarcan una faja de unos 54 km de largo, por no más de 4 km de ancho, que va desde unos 3 km al norte del río Guasare, hasta la confluencia del caño Colorado con el río Palmar, al sur (MOTISCKA, op. cit.). En el subsuelo, ha sido identificada en los campos de Alturitas (KEY, op. cit.) y Alpuf (QUIJADA y CALDERA op. cit.), en el distrito Perijá. MILLER y SANJUÁN (op. cit.) señalan su extensión en la vertiente occidental de la sierra de Montes de Oca, en el valle del río Ranchería, Colombia. La formación desaparece hacia el este, en el lago de Maracaibo, por erosión. Descripción litológica: SUTTON (op. cit.) describe la litología de la formación como una intercalación de areniscas, lutitas, lutitas arenosas y capas de carbón. En la base de la unidad, las areniscas son macizas, gruesas, de color gris claro y localmente calcáreas. Más arriba se hacen delgadas, están intercaladas con lutitas color gris y presentan planos de estratificación con mica y carbón. Las lutitas son de color gris oscuro a negro, con fractura concoidal o de lápices. El carbón es de tipo subbituminoso a bituminoso, y se presenta principalmente hacia la base de la formación en capas de 2 hasta 10 m de espesor. En el río Socuy, MILLER y SANJUÁN (op. cit.) mencionan además, capas de caliza y areniscas calcáreas con restos de moluscos. Las calizasson generalmente delgadas, aunque en la parte inferior de la sección, señalan una capa de 3 m. RUIZ (1983), describe en detalle la litología de la Formación Marcelina a partir de núcleos, en el área tipo, y señala areniscas gris claro a blancuzco, de grano muy fino a medio, subangulares, moderadamente escogidas, con pequeñas cantidades de mica y feldespatos; areniscas limosas gris oscuro, a veces micáceas; conglomerados oligomícticos (-asperones) y polimícticos; lodolitos y lutitas gris oscuro a negro, arcilla gris y carbón. Dicho autor indica la existencia de 25 a 30 mantos importantes de carbón, con espesores de 1 a 13 m. En la Formación Marcelina se observa un conjunto de rocas alteradas por el calor de la oxidación (combustión) de mantos de carbón, las cuales fueron señaladas por HEDBERG y SASS (op. cit.) GONZÁLEZ DE JUANA (op. cit.) y SUTTON (op. cit.). Interpretadas erróneamente como de origen ígneo, fueron estudiadas en forma detallada por MOTICSKA (1977), quien determinó tres tipos principales: porcelanitas producto de limolitas carbonáceas y en parte de areniscas finas, calizas y conglomerados; brechas soldadas y flujos de brechas formados por fragmentos líticos embebidos en roca fundida, y lavas (para-lavas) formadas por la fusión completa del material rocoso. Todas estas variedades presentan diversas tonalidades de rojo, marrón y ocre. La Formación Marcelina representa un ambiente sedimentario de tipo paludal, originado por el avance deltaico del Paleoceno, sobre los ambientes de plataforma de la Formación Guasare, RUÍZ (1983) al analizar el ambiente de la formación, indica la presencia de ciclotemas incompletos, relacionados con los grupos de carbón identificados en el área de la mina Paso Diablo. Espesor: En la sección tipo, la Formación Marcelina tiene alrededor de 610 m de espesor (SUTTON, op. cit.). En el río Socuy, el espesor es de unos 550 m (MILLER y SANJUÁN, op. cit.), KEY (op. cit.) indica 265 m en el subsuelo del campo Alturitas. RUIZ (op. cit.) muestra un espesor de 550 m en sondeos de la mina Paso Diablo, al sur de la localidad tipo. 691 En el campo Alpuf, al noreste de Machiques, Perijá, la formación tiene un espesor promedio de 137 m (QUIJADA y CALDERA, 1985). Relaciones de campo: El contacto de la Formación Marcelina con la Formación Guasare infrayacente, es concordante y transicional. Hacia el sur del macizo de El Totumo, el contacto entre ambas formaciones se hace más difícil de determinar, al ir desapareciendo los rasgos característicos de cada una. Fósiles: El contenido fosilífero de la formación es pobre y poco diagnóstico, KEY (op. cit.) menciona escasos ejemplares de Miliammina fusca, Haplophragmoides sp., y Trochammina sp. MEDEROS y CASTRO (1983) citan varias especies de polen en una muestra de lutitacarbonosa de la mina Paso Diablo, cerca del área tipo, siendo las más abundantes Proxapertites operculatus, P. cursus y Palmacidites sp. RUÍZ (op. cit.) cita gasterópodos como Andícula thompsoni y Amaurellina cf. moroeana. Edad: Las evidencias palinológicas (KUYL et al., 1955, MEDEROS, 1983) y su posición estratigráfica respecto a la Formación Guasare, dan una edad Paleocena para la Formación Marcelina. Correlación: La Formación Marcelina correlaciona, hacia el sur, con la Formación Los Cuervos, del Grupo Orocué. Hacia el oeste, correlaciona estrechamente con la Formación Cerrejón del Paleoceno, en la cuenca de Ranchería, al NE de Colombia (CÁCERES et al., 1980). Importancia económica: La Formación Marcelina contiene importantes reservas comerciales, de más de 160 millones de toneladas métricas de carbón. (LEAÑO, 1983). VÁLIDO MARE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Distrito Federal. Referencias: MARTÍN (1888), describe por primera vez los sedimentos de la Formación Mare sin citarlos con este nombre formacional. DENGO (1951) fue el primero en cartografiar las "Capas de Cabo Blanco" y afirma que se podían dividir en por lo menos tres unidades. CH. DE RIVERO (en LEV, 1956), nombra y describe la Formación Mare, como la unidad más joven del Grupo Cabo Blanco. WEISBORD (1957) describe la unidad en mayor detalle y estudia los fósiles macroscópicos. BERMÚDEZ y FUENMAYOR (1962) publican un estudio de los foraminíferos de las formaciones Playa Grande y Mare. WEINSBORD (1957, 1962, 1364-a, 1964-b, 1965, 1967, 1968, 1968-b), estudia en forma detallada los macrofósiles de las formaciones Playa Grande, Mare y Abisinia. BOLLI y BERMÚDEZ (1965) en sus estudios de foraminíferos del Grupo Cabo Blanco, establecen una nueva zona de foraminíferos planctónicos en la Formación Playa Grande, que considera válida para otras regiones del Caribe. BERMÚDEZ (1966), compila la 692 información existente hasta el momento. GIBSON-SMITH (1971), identifica especies de gasterópodos adicionales a los descritos para la formación. Localidad tipo: La localidad tipo de la Formación Mare, se encuentra en la quebrada Mare, detrás del caseríoMare Abajo, al norte del aeropuerto internacional de Maiquetía (actualmente Simón Bolívar). Esta formación ha sido parcialmente destruida por las obras de ampliación del aeropuerto. Extensión geográfica: La Formación Mare está limitada a la región de cabo Blanco, Distrito Federal. Descripción litológica: La Formación Mare comienza con 34 m de asperones o gravas friables de grano fino, que pasan hacia arriba a arenas de grano progresivamente más fino; su parte superior se compone de limos consolidados homogéneos de colores grises y pardos claros, muy fosilíferos, excepto en la parte superior extrema. Ambiente sedimentario marino, costero-litoral. Plataforma amplia, con muy poca inclinación, similar a un sistema tipo rampa, de aguas someras, y nivel de energía del oleaje moderado, principalmente en la línea de costa, que no permitió el desarrollo de estructuras de biohermas, biostromas o facies de roca de playa (característico de un nivel alto de energía en la línea de playa). Espesor: El espesor según RIVERO (op. cit.), es de un máximo de 20 m; WEISBORD (en BERMÚDEZ, 1966) lo estima en 30 m. En el LEV (1970), se da un espesor máximo de 19 m. Relaciones de campo: El contacto inferior es de discordancia angular con la formación Playa Grande, mientras que el contacto superior es discordante con la Formación Abisinia. Fósiles: Los gasterópodos son los fósiles más abundantes en la Formación Mare. RIVERO (en BERMÚDEZ, 1966), menciona la presencia abundante del bivalvo Macrocallista maculate en las capas más altas de la unidad. También son frecuentes los bivalvos Glycimeris y Trigoniocordia, y los gasterópodos Architectonica, Conus, Oliva, Terebra, Marginella, Distorsio, etc. WEISBORD (op, cit.) describe 142 especies de gasterópodos, 82 de pelecípodos, 8 de escafópodos, de políquetos, 5 de cirrípedos, 10 de briozoarios; para un total de 249 especies. GIBSON-SMITH (1971), menciona la identificación de 35 especies adicionales de gasterópodos en la Formación Mare, a los señalados anteriormente. Los foraminíferos han sido estudiados por BERMÚDEZ y FUENMAYOR (1962), encontrándose 71 especies, de la cuales el 100% se mantienen en el Reciente (en WEISBORD, 1967). BOLLI y BERMÚDEZ (1965) al definir la zona de Globorotalia truncatulinoides/Globorotalia inflata (abreviado posteriormente por BOLLI a Zona de Globorotalia truncatulinoides), designaron como localidad tipo la Formación Playa Grande (infrayacente a la Formación Mare), particularmente la parte inferior que contiene los marcadores zonales. Edad: WEISBORD (1367), con base al método de LYELL, referente al porcentaje de especies vivientes en las macrofaunas, asigna la Formación Mare al Plioceno. Posteriormente (WEISBORD, 1967) con base al mismo método pero referido a 693 foraminíferos, indica una edad Pleistoceno. Dataciones por el método Th/U, efectuadas en varios especímenes del gasterópodo Mazatlanica aciculata, el cual es el molusco más abundante en la Formación Abisinia, suprayacente a la Formación Mare, indican un máximo de 300000 años AP, Pleistoceno medio, y cerca del límite con el Pleistoceno tardío que es de 130000 años AP. De acuerdo a lo expuesto, la Formación Mare se puede ubicar en el Pleistoceno medio. Correlación: La correlación más estrecha de la Formación Mare y la Formación Playa Grande es con la Formación Cumaná del oriente de Venezuela. INVÁLIDO MARGINULINA BASSISPINOSA yROBULUS SENNI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término, introducido por CUSHMAN y RENZ (1941) sin definición, es inválido por su sinonimia con las Zonas de Marginulinopsis bassispinosis y Robulus Senni, mejor definidas (RENZ, 1948). Véanse: MARGINULINOPSIS BASSISPINOSUS, ZONA DE y ROBULUS SENNI, ZONA DE. INVÁLIDO MARGINULINA WALLACEI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término, introducido por CUSHMAN y RENZ (1941) sin definición, es inválido por su sinonimia con la Zona de Robuluss wallacei, mejor definida (RENZ, 1948). Véase: ROBULUS WALLACEI, ZONA DE. VÁLIDO MARGINULINOPSIS BASSISPINOSUS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. Esta es una de las zonas establecidas por RENZ (1948) en su estudio bioestratigráfico del Grupo Agua Salada. Suprayace a la Zona de Valvulineria herricki e infrayace a la de Robulus senni; corresponde a parte del Miembro Husito de la Formación Pozón. PETZALL 694 (1959) la reconoce en la región de La Vela, en un intervalo que abarca la base de la Formación Caujarao y parte superior de la Formación Socorro. BLOW (1959) estudia los foraminíferos planctónicos y correlaciona la zona de RENZ con su Subzona de Globorotalia mayeri/Globigerina nepenthes y Zona de Globorotalia m. menardii/ Globigerina nepenthes. De acuerdo con las determinaciones más recientes (CATI et al., 1968) estas zonas corresponden al Mioceno tardío. INFORMAL MARIETA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. MENDOZA et al. (1977) se refieren con este nombre, informalmente, a un conjunto de rocas graníticas que afloran en los ríos Marieta y Guapuchi, estado Amazonas. Posteriormente, RIVAS (1985) lo describió en los ríos Orinoco, Ventuari, Guapuchi y Caño Cucurital en la región centro-occidental del estado Amazonas. La unidad consiste en rocas graníticas semimasivas, débilmente tectonizadas y recristalizadas, que muestran textura porfídica pseudorapakivi. La roca presenta cuarzo en cristales anhedrales, en crecimiento gráfico con feldespato potásico. El microclino euhedral reemplaza a la albita y origina cristales idiomórficos, no ovoides, de aspecto pseudorapakivi. La biotita se encuentra generalmente alterada a clorita. En pequeñas cantidades aparecen epidoto, esfena y minerales opacos. Análisis químicos de los granitos muestran su bajo contenido de MgO, TiO2, F2O3, Al2O3 y moderadamente altos en SiO2. De acuerdo a RIVAS (1985) estos granitos se ubican en el campo calcoalcalino. No se mencionan relaciones de campo ni en la descripción original de MENDOZA et al, (op. cit.) ni en la de RIVAS (op. cit.). MENDOZA et. al. (op. cit.), menciona similitud de este granito con el Granito de Pijiguao y con el Granito de Santa Rosalía. Estas rocas graníticas pueden ser fuentes probables para mineralizaciones de columbita - tantalita, ilmenita, casiterita. VÁLIDO MARLAGO, MIEMBRO (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este nombre fue introducido por SZENK (1959), para designar el miembro inferiorde los cinco en los cuales subdividió a la Formación Lagunillas, en la parte central del lago de Maracaibo. El Miembro Marlago equivale allí al Miembro Lagunillas Inferior, reconocido al este, en los campos costaneros del distrito Bolívar. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. 695 INFORMAL MARUETA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. MENDOZA et. al. (1977), designan con este nombre a una de las unidades graníticas que describe informalmente como granitos de Parú, Marueta y Yureba rocas graníticas, de colores grises a rosados claros, semimasivas, porfídicas que afloran en las partes medias de los ríos Parú (en Salto Morocoto) y Marueta (en Salto Guacamaya), en el municipio Atabapo del estado Amazonas (Hoja de Cartografía Nacional N° 6928, escala 1:100.000). Estas rocas guardan en común lo siguiente: 1) aspecto semimasivo, 2) grano grueso, porfídicos, 3) presencia y abundancia local de biotita- hornblenda piroxenos, 4) textura hipidiomórfica granular, 5) ausencia de texturas gráfica, mimerquítica y rapakivi, 6) ser intrusivas en rocas tonalíticas a gabroides y estar intrusionadas por aplitas ricas en biotita. Esfena y apatito son los accesorios más comunes. Los cuarzo-monzonitas de Marueta muestran más esfena y epidoto que las otras. Químicamente, estas rocas graníticas muestran moderados contenidos de SiO2, Fe2O3, Na2O/K2O y alto de CaO. La extensión real mínima de estas rocas es de unos 3.000 Km2. Según lo señalan MENDOZA et. al. (op. cit.), la edad inferida para estos granitos es de 1.700 a 1.900 Ma. Constituyen fuente probable de columbita - tantalita, ilmenita, casiterita, etc. INVÁLIDO MASPARRITO, CALIZAS DE, MIEMBRO DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Barinas. Este nombre fue empleado por PIERCE (1960) para designar una unidad elevada posteriormente a rango formacional. Véase: MASPARRITO, FORMACIÓN. VÁLIDO MASPARRITO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Barinas. Referencias: PIERCE (1960) introdujo el nombre Miembro de Calizas de Masparrito, para designar la parte banal de su Formación Pagüey. Posteriormente, VON DER OSTEN (1966) sugiere la elevación del rango de la unidad a formación. PIERCE (1960) señala que muchos investigadores han denominado la unidad "caliza de Caús" (mal escrita "Cúas"), y todavía en el subsuelo del campo Silvestre recibe el nombre de "caliza de Río Caús" (SVIP, 696 1963). Según VON DER OSTEN (1966) otro sinónimo es la "caliza de Boconó". SCHUBERT (1968) describe las calizas del área de Barinitas, Santo Domingo como "Formación Río Caús". ZAMBRANO (1968) utiliza la nomenclatura empleada por la SVIP, (1963) en la región de Guanarito. CAMPOS (1977) usa de nuevo el nombre de Formación Masparrito para las calizas orbitoidales en el área del río Masparro. KISER (1989-b) considera que las calizas arrecifales deben asignarse al miembro superior de la Formación Gobernador. Localidad tipo: Río Masparro, estado Barinas. (Hoja N° 6142, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Secciones de referencias se encuentran en las áreas de Guanarito, Guarumen y el río Bumbún. Extensión geográfica: Según PIERCE, la unidad se limita a los ríos al norte y este de la región general entre Barinitas y Boconó, estado Barinas. Se reconoce en el subsuelo en los campos de Silvestre y Sinco. Descripción litológica: Calizas orbitoidales de color gris azulado a gris oscuro, calizas arenosas lenticulares y lutitas limolíticas y calcáreas de color gris oscuro. Lascalizas arrecífales llegan a constituir hasta el 80% de la unidad. En el subsuelo, sólo se presentan calizas en algunos pozos; las escasas areniscas son muy calcáreas. Las calizas son duras, fosilíferas y de color gris azulado a oscuro, intercaladas con lutitas laminares de color gris oscuro a negro. El ambiente de depositación es marino somero, con desarrollo de calizas arrecifales, las cuales llegan a constituir hasta un 80% de la unidad. Espesor: En afloramientos la unidad tiene un espesor máximo de 50 metros, que disminuye totalmente hasta 10 metros. VON DER OSTEN (1966) menciona 25 m de espesor en el campo Sinco. Relaciones de campo: La unidad es concordante y transicional con las formaciones Gobernador, infrayacente, y Pagüey, suprayacente. Fósiles: PIERCE (1960) enumera una abundante fauna reconocida en las calizas y lutitas de Masparrito, que incluye Operculinoides aff. Trinitatensis, Globorotalia crassta, Gümbelina venezuelana, Operculinoides kugleri, Lepisocyclina (Pliolepidina) pustulosa, Discocyclina sp., etc. Edad: Eoceno medio. Correlación: Tanto PIERCE (1960) como VON DER OSTEN (1966) correlacionan la Formación Masparrito con la Formación Caús en la cuenca de Maracaibo, este último autor condenó el empleo del término en Barinas por tratarse de una unidad litológicamente diferente. Sinonimia: "Caliza de Caús", "Caliza de Río Caús", "Caliza de Boconó". 697 INVÁLIDO MASPARRO, FORMACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Barinas. Este nombre apareció en el cuadro de correlación de LIDDLE (1946) en lugar de río Masparro, hoy considerado como sinónimo de la Formación La Quinta. Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN. VÁLIDO MATA OSCURA, FACIES (Granito Alcalino de El Baúl) PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. Referencias: MARTÍN BELLIZZIA (1961) publicó este término para designar la parte media del plutón (granito alcalino de El Baúl) bien expuesto en el cerro Mata Oscura, en el Hato del mismo nombre, a 16 km al noroeste de El Baúl y que había sido descrito por FEO CODECIDO (1954). La unidad es la facies dominante del plutón y ocupa todo el borde norte del mismo; forma numerosos cerros y pequeñas colinas en dirección este-oeste, hasta los cerros Bartolos al este del río Pao, estado Cojedes. La roca, expuesta en una franja de unos 6 kilómetros, es un granito de grano grueso a medio, textura hipautamórfica granular y compuesto esencialmente de cuarzo y feldespatos alcalinos (ortosa-pertitaomicroclino-pertita),frecuentementedesarrollados alrededor de los cristales de plagioclasa; los ferromagnesianos son biotita titanífera, hornablenda barkevikítica y aegerina augítica; como accesorios la roca contiene alanita, epidoto, zircón, rutilo, titanita en cristales grandes, fluorita y escasa turmalina. La unidad grada a la Facies Mogote, en la parte superior y a la Facies Piñero en la base. Su edad es CarboníferoPérmico: (270 ± 10) x 10-6 Ma, determinada en la facies Mogote (FEO CODECIDO, 1953) Se correlaciona con los granitos de El Palmar, El Totumo, La Paz, Toas, Bailadores y La Macarena (Colombia). Véase: EL BAÚL, GRANITO ALCALINO DE. INVÁLIDO MATA OSCURA-CORRALITO,GRANITO DE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. 698 Este término fue publicado originalmente por FEO CODECIDO (1954) para designar un granito biotítico de granularidad uniforme y mediana, que forma los cerros de Mata Oscura y Corralito en las partes central y oriental de la región El Baúl, estado Cojedes, intrusivo en rocas metasedimentarias paleozoicas. Laedad absoluta, determinada radiométricamente, es de 270 (10 MaFEO CODECIDO, 1963). Posteriormente MARTÍN BELLIZZIA (1961) describe formalmente con el nombre de Facies Mata Oscura. Véase: MATA OSCURA, FACIES. INVÁLIDO MATARUCA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término, introducido por GONZÁLEZ DE JUANA (1937), fue posteriormente reemplazado por el de Miembro Mataruca, mejor definido. Véanse: MATARUCA, MIEMBRO y CAUJARAO, FORMACIÓN. VÁLIDO MATARUCA, MIEMBRO (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. GONZÁLEZ DE JUANA (1937) menciona por primera vez las "calizas de Mataruca y Rim Rock" para denominar la parte media de la Formación Caujarao. Al sur de la estructura de La Vela, KAVANAGH DE PETZALL (1959) lo define formalmente como el miembro medio de la Formación Caujarao. VALLENILLA (1961) describe el miembro en la localidad de Caujarao, al sur de Coro, cerca del caserío de Mataruca, a 2,7 km al este de La Vela, distrito Colina, estado Falcón. (Hoja N° 6250, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). En la localidad tipo, se caracteriza por la presencia de tres capas de caliza de hasta 8 m de espesor cada una, que forman tres prominentes filas paralelas. Estas calizas están interestratificadas con lutitas y margas muy macrofosilíferas y areniscas micáceas ocasionales (KAVANAGH DE PETZALL, 1959). En la sección del río Coro, la caliza de mayor espesor del Miembro Mataruca es la del sitio de presa. Las calizas son nodulares, impuras y las lutitas son calcáreas y muy microfosilíferas (VALLENILLA, 1961). El espesor medido en la estructura de La Vela es de 115 m (KAVANAGH DE PETZALL, 1959). En el río Coro alcanza los 331 m (VALLENILLA, 1961). El Miembro Mataruca es concordante tanto en su base como en su tope con los miembros El Muaco y Taratara de la Formación Caujarao, respectivamente. 699 Las margas y calizas son muy ricas en moluscos, ocasionalmente con localidades clásicas, conocidas en la literatura especializada del área Caribe, como por ejemplola localidad del cementerio de Carrizal. KAVANAGH DE PETZALL (1959) y VALLENILLA (1961) reportan extensamente la microfauna de foraminíferos. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) ponen especial énfasis en los foraminíferos planctónicos, consideran el ambiente como de plataforma con influencia ocasionalmente más marinas y colocan la edad del Miembro Mataruca en la Zona de Globorotalia acostaensis, del Mioceno tardío. VÁLIDO MATASIETE, TRONDHJEMITA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Nueva Espada. Referencias: Este nombre fue propuesto por MARESCH (1973), para designar las rocas ígneas ácidas denominadas originalmente por HESS y MAXWELL (1949), como Pórfido de Granito Sódico de Matasiete, y por JAM y MÉNDEZ AROCHA (1962) como Ortogneis de Matasiete. COLEMAN y PETERMAN (1975), BELLIZZIA (1985), VIGNALI (1979) y CHEVALIER (1987) discuten el origen de la unidad. Localidad tipo: Mitad inferior de la ladera occidental del cerro Matasiete, estado Nueva Esparta. Extensión geográfica: Aflora en forma de una faja continua en la ladera meridional del cerro Matasiete y en las laderas occidentales de los cerros Matasiete y Guayamurí. Hacia el norte aflora en los cabos El Tirano (Puerto Fermín), y Punta Montadero. Hacia el sur se extiende a la zona de Agua de Vaca, donde se presenta en forma de afloramientos aislados, rodeados por sedimentos cuaternarios. Descripción litológica: La roca es de grano medio a grueso y su textura es granular, a gnéisica, observándose hacia la falla de Matasiete, la transición grano grueso-gneis cizallado-milonita-ultramilonita. En la parte inferior de la unidad, el grano es más fino y el bandeamiento más delgado, llegando a veces a verdadera esquistosidad. Hacia arriba, la roca es granuda y el bandeamiento mucho menor. Petrográficamente, secompone de plagioclasa sódica, cuarzo, epidoto y escasas cantidades de mica blanca, anfíbol azulverdoso y clorita. En base a esta composición, la unidad ha sido clasificada por MARESCH (op. cit.) como tonalita sódica o trondhjemita, en tanto que CHEVALIER (1987), basado en la composición química, la clasifica como granito. La roca fue metamorfizada conjuntamente con las rocas del complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí, a las cuales está estrechamente asociado. Este autor sugiere un emplazamiento pasivo sinorogénico para las rocas ígneas ácidas asociadas al Complejo meta-ofiolítico, sin descartar la posibilidad de que parte de las mismas sean sedimentos metamorfizados. BELLIZZIA (1985) considera que la Trondhjemita de Matasiete es un plagiogranito oceánico (COLEMAN y PETERMAN, 1975), originado conjuntamente con el complejo ofiolítico en una prominencia oceánica, por diferenciación de basaltos subalcalinos. VIGNALI (1979) 700 atribuye la presencia de estas rocas graníticas, a una fusión parcial de sedimentos del Grupo Juan Griego, y CHEVALIER (op. cit.) propone un proceso de obducción/subducción de litosfera oceánica, como el mecanismo que lleva los sedimentos detríticos a las condiciones de T y P necesarias para la fusión parcial (T~675 °C; PH20~10 Kb). Relaciones de campo: El macizo se presenta en forma de un planchón, con pendiente de 15° a 25° al E, incluido en rocas ultramáficas. Sus contactos con estas rocas, inferior y superior, son de carácter tectónico. Al oeste está separado del Grupo Juan Griego por la falla de Matasiete, de rumbo N-S, y por una faja de ultra milonita. En sus extremos norte y sur está cubierto por sedimentos recientes. Edad: Se ha determinado para esta unidad, una edad radimétrica de 71 ± 5 Ma por el método K-Ar en anfíbol (OLMETA, 1968, en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Sin embargo, es posible que esta edad corresponda al evento metamórfico y no al emplazamiento del intrusivo. Otras posibilidades, ligadas a los posibles orígenes de este cuerpo, son:-Si es un plagiogranito originado en una dorsal meso-oceánica, su edad debe ser la del conjunto ofiolítico del que forma parte, el cual ha sido asignado al Jurásico (MARESCH, 1972; CHEVALIER, 1987). Si se interpreta el cuerpo como un granito anatéctico sintectónico a tarditectónico, podría haberse originado a inicios del Cretácico, edad del proceso de obducción propuesto por CHEVALIER (op. cit.). Correlación: CHEVALIER (op. cit.) indica que la Trondhjemita de Matasiete, así como las demás intrusivas ácidas metamorfizadas de Margarita oriental, se correlacionan con los ortogneises que se presentan en los metasedimentos de la parte central del sistema montañoso del Caribe, tales como los de El Limón, Choroní y Guaremal. Sinonimia: La unidad ha sido denominada anteriormente como Pórfido de Granito Sódico de Matasiete (HESS y MAXWELL, 1949) y como Ortogneis de Matasiete (JAM y MÉNDEZ AROCHA, 1962). INVÁLIDO MATASIETE, PÓRFIDO DE GRANITO SÓDICO DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Nueva Esparta. HESS y MAXWELL (1949), introducen este nombre para designar rocas ígneas ácidas expuestas en los "cerros de Matasiete de la parte oriental de la isla de Margarita". MARESCH (1973), propone a usar el nombre de Trondhjemita de Matasiete, para designar estas rocas ígneas ácidas. Véase: MATASIETE, TRONDHJEMITA DE, 701 VÁLIDO MATATERE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Lara. Referencias: BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1966, 1967) introducen este nombre para designar una espesa secuencia de turbiditas, asociada con varios horizontes de capas de peñones. La unidad incluye las rocas designadas como "Capas de peñones de Pavía" (BUSHMAN, 1959), Cenozoico no diferenciado en facies "flysh" (CORONEL y RENZ, 1960) y parte de la Formación Morán (VON DER OSTEN y ZOZAYA, 1957; BUSHMAN, 1959, 1960 y 1965). Aunque VON DER OSTEN y STAINFORTH (1967) consideraron esta unidad como sinónimo de la Formación Morán, posteriormente STAINFOTH (1967) rectificó este criterio y mantuvo la validez de la Formación Matatere. STEPHAN (1982 y 1983) en BELLIZZIA (1986) describe el Complejo Tectónico Sedimentario de Lara, compuesto de una sucesión de terrígenos de más de 5 km de espesor, ricos en olistolitos de tamaño variable provenientes de las napas piemontinas. Esta asociación terrígena corresponde a la designada por BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967) como Formación Matatere y Grupo de Agua Negra por GUEVARA (1977), HUNTER (1974). Tomando en consideración la relación entre las unidades alóctonas, las facies sedimentarias y la edad, STEPHAN (op. cit) distingue varias asociaciones de facies en este complejo, entre las que destacan de más antiguas a más jóvenes: Matatere I, Matatere II y Matatere III, siendo esta última la que corresponde, de acuerdo a sus características litológicas, con la Formación Matatere descrita originalmente por BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967, 1968 y 1969). Localidad tipo: Los mejores afloramientos se encuentran en las quebradas que disectan las serranías de Matatere y Parupano al norte del estado Lara. Los afloramientos en las quebradas Matatere y Cambural se mencionan como secciones de referencia. (Hoja N° 6247, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: La unidad consiste en una gruesa sección de turbiditas, representadas por areniscas variables, desde impuras líticas a impuras feldespáticas, con varios horizontes de areniscas conglomeráticas y conglomerados líticos. Estas rocas se componen de cuarzo, feldespatos, micas y fragmentos líticos de composición variable: caliza, filita, esquisto, cuarcita, lutita y en menor proporción rocas volcánicas y gneises. Los bloques deslizados de la Formación Matatere, provienen de la Formación Barquisimeto y de areniscas, rocas graníticas y gnéisicas del Cretácico temprano que abundan al norte de Bucarito. Las condiciones sedimentarias de la unidad se asemejan a las facies del "flysch" europeo y su sedimentación se atribuye en gran parte a corrientes de turbidez. La presencia de grandes espesores de turbiditas, asociadas a fenómenos de deslizamientos submarinos por efectos de gravedad, caracteriza al surco de Barquisimeto y tiene importancia primordial en la tectónica y mecánica de transporte del alóctono. La presencia de olistostromos de rocas metamórficas y volcánicas sugiere levantamiento epirogénico de las áreas limítrofes del surco, o una fuerte erosión submarina. El desarrollo de calizas arrecífales es evidencia de levantamiento durante el Paleoceno en la región del Tocuyo y Carora. 702 Extensión geográfica: Serranías de Matatere y Parupano, estado Lara. Espesor: Se ha estimado un espesor de 3000 m., para la unidad. Relaciones de campo: No especificadas, debido a la complejidad tectónica. Fósiles: Las lutitas son pocos fosilíferas; en una muestra se identificóCribostomoides trinitatensis, Cyclamina elegans, Glomospira sp., y Haplophragmoides excavara, que corresponden al Paleoceno. En la región de El Tocuyo-Bobare, VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) citaron foraminíferos que indican una edad Daniense aEoceno medio. Edad: Paleoceno-Eoceno. Correlación: La formación es la unidad más característica del surco de Barquisimeto; puede correlacionarse con la Formación Guárico en el frente montañoso de la serranía del Interior y con la Formación Río Guache en el frente de montañas entre Acarigua y Guanare. Sinonimia: "Capas de Peñones de Pavía", Cenozoico no diferenciado en facies "flysh" y parte de la Formación Morán. VÁLIDO MATAUÍ, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: REID (1972?) introduce este término para designar la formación más joven de las cuatro en las que dicho autor divide al Grupo Roraima. Localidad tipo: Se ubica en monte Roraima, aproximadamente a unos 87 km al noreste de Santa Elena de Uairén, municipio Gran Sabana, estado Bolívar, (Hoja N° 8031, escala 1:100.000, Cartografía Nacional,). Descripción litológica: Desde su base está constituida esencialmente por ortocuarcitas de grano fino, de colores blanco, crema y rosado. Los granos de arena van de subredondeados a subangulares. Las areniscas se presentan como estratos con espesores de 1 m y pueden ser trazados lateralmente por unos 500 a 600 m. La estratificación cruzada es común 250 m por encima de la base, mientras que en la parte inferior de la unidad está ausente. El tope de la unidad presenta poca silicificación, lo cual contribuye a que las areniscas sean muy friables. En general, las arenas de la parte baja de la formación Matauí están bien escogidas, mientras que en el tope son mediana a pobremente escogidas. La Formación Matauí es de origen fluvial. La energía fluvial alcanzó un régimen de alto flujo en la génesis de la parte alta de la secuencia. El tamaño del grano estuvo controlado por la fuente de sedimentos ya 703 que los guijarros observados en las areniscas indicaban que la energía no fue el factor en la depositación del tamaño de los granos finos a medios. Espesor: REID (1972) en su columna estratigráfica del Grupo Roraima, Santa Elena de Uairén, estima un espesor de 600 metros para la unidad. Relaciones de campo: la unidad es la más joven del Grupo Roraima y suprayace concordantemente a la Formación Uaimapué. Edad: Precámbrico. INVÁLIDO MEDERO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Barinas. Este nombre fue publicado originalmente por MENCHER et al. (1953) para designar areniscas carbonáceas, arrecifes de ostras y calizas orbitoidales, expuestos en el estado Barinas. El término es inválido por su definición inadecuada y fue sustituido posteriormente por el mejor definido de Formación Pagüey (PIERCE, 1960). No obstante, VON DER OSTEN (1966) sugiere su re-establecimiento en el futuro para designar un miembro de areniscas suprayacente a las lutitas de la Formación Pagüey. Véase: PAGÜEY, FORMACIÓN. VÁLIDO MEJILLONES, COMPLEJO DE MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Santoniense) Plataforma Continental Nororiental Referencias: CASTRO y MEDEROS (1984), designan con este nombre las rocas penetradas en el pozo Mejillones, situado en la plataforma continental al norte de la península de Paria, estado Sucre. Localidad tipo: El holoestratotipo de esta unidad está ubicado en el pozo Mejillones-1, situado en la plataforma continental al norte de la península de Paria, en la línea sísmica número 37, punto de tiro 530 y de coordenadas geográficas N: 11° 01' 18.3" de latitud y O: 62° 12' 0.6" de longitud. El tope erosionado del complejo se encuentra a 2968 m y la base que no fue alcanzada por la perforación está a más de 3108 m, profundidad final del pozo. Estas dos profundidades están corregidas al nivel del mar. El hipoestratotipo de este complejo está ubicado en el pozo Patao-1, situado en la plataforma continental, al norte de la península de Paria, en la línea sísmica K punto de tiro 1970 y de coordenadas geográficas 704 N: 11°02' 42" de latitud y O: 61° 58' 24" de longitud. El tope erosionado del complejo se encuentra a 2998 m y la base, que no fue alcanzada por la perforación, está a más de 4132 ni, profundidad final del pozo. Estas dos profundidades están corregidas al nivel del mar. Extensión geográfica: El complejo Mejillones aparece en los pozos Patao-1, Patao-3, Dragón-1, Dragón-2, Mejillones-1, Mejillones Sur-1, Bocas-1 y Río Caribe-1. Descripción litológica: Está formado por sedimentos lutíticos, calcáreos y arenáceos además de clásticos de diversa granulometría de origen ígneo, todos interestratificados con mantos de lavas. También se encuentran calizas masivas de color gris, en parte meteorizadas, fosilíferas, areniscas generalmente calcáreas, ftanita marrón y lutitas de color crema y otras de color oscuro más silíceas y arcillosas que representan un ambiente más euxínico. Los fragmentos de rocas ígneas están representados por basaltos porfidíticos, masivos, con fenocristales de plagioclasas y piroxenos. La matriz es bastante fina. No hay efectos de metamorfismo regional y la alteración secundaria se debe a procesos hidrotermales submarinos. También están presentes brechas volcánicas, diabasas de grano fino, tufas, lapilli y cenizas volcánicas. En general el ambiente de todos estos sedimentos es de aguas marinas abiertas, profundas, evidenciado por la presencia de radiolaritas que alternan con capas de basalto y otros tipos de rocas efusivas. Espesor: Se penetraron más de 140 m, en Mejillones-1 y más de 1135 m, en el hipoestratotipo en Patao-1, pero el espesor total no está determinado, debido a que la perforación se suspendió antes de atravesar por completo el complejo. Relaciones de campo: El complejo infrayace en contacto discordante con la Formación Tres Puntas, el contacto inferior en el área del pilar tectónico central, no se conoce por no haber sido alcanzado. En el pozo Bocas-1 el contacto inferior es discordante sobre el Complejo Bocas. Fósiles: Se encuentran foraminíferos planctónicos tales como: Heterohelix sp., yHedbergella sp. Hay radiolarios presentes, generalmente en las ftanitas. Los palinomorfos estudiados corroboran la edad dada por los fósiles anteriormente nombrados. Edad: Cretácico temprano a tardío. La edad de un núcleo tomado en las rocas basálticas entre 4140-4141 m de Patao-1 dio por el método K/Ar una edad entre 87 y 102 Ma (Albiense tardío a Cenomaniense temprano). Correlación: El Complejo Mejillones se correlacionacronológicamente con los grupos Guayuta y Sucre de Venezuela Oriental y la Formación Naparima Hill y la parte superior de la Formación Gautier en Trinidad. VÁLIDO MENE GRANDE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) 705 Estado Zulia. Referencias: El término Serie Mene Grande, fue publicado por primera vez por GORTER y VAN DER VLERK (1932). TASH (1937) publica la primera descripción de la unidad. Anteriormente, NUTALL (1935) menciona el término, sin describir la formación. Tanto TASH como NUTALL, consideran a Mene Grande como el miembro superior de la Formación Paujíinfrayacente. RENZ (1942) lo eleva al rango de formación, lo cual fue seguido por SUTTON (1946), LIDDLE (1946) y la Caribbean Petroleum Co. (1948) VAN RAANDSHOVEN (1951) precisa la edad de la unidad, WALTON (1966) publica una reseña detallada. FURRER (1967) discute su ambiente de sedimentación. Localidad tipo: Campo Mene Grande, distrito Baralt, estado Zulia. TASH (op. cit) indica como sección tipo, una pequeña quebrada en la porción norte del cerro de Mene Grande. PATRICK (en WALTON ,1966) revisa la sección tipo y proporciona una buena sección de referencia en el río San Pedro, al este de Mene Grande. Extensión geográfica: La formación se conoce principalmente en el área de Mene Grande, extendiéndose al norte, desde el río San Pedro, hasta la carretera de Santa Bárbara a Los Barrosos. FURRER (1967) cita afloramientos en el río La Palma y la quebrada Mapora, al SE de Mene Grande. Descripción litológica: TASH (opcit) menciona "areniscas gris oscuro en capas delgadas y lutitas negras". Este autor menciona también lentes de calizas orbitoidales. En los afloramientos, la formación se presenta bastante diaclasada y oxidada. La mayoría de los autores que estudiaron originalmente la Formación Mene Grande, consideraron que representaba el cambio a condiciones de aguas llanas, luego de la sedimentación de aguas más profundas de la Formación Paují. FURRER (opcit), luego de analizar la microfauna de la formación, concluye que la Formación Mene Grande, representa más bien depósitos turbidíticos acumulados en aguas tanto o más profundas que las de la Formación Paují. Las corrientes de turbidez que ocasionaron tales depósitos, se originaron por los movimientos preandinosque afectaron las porciones este y sureste de la cuenca de Maracaibo, levantándolos y acumulando los sedimentos procedentes de ellas, en depresiones formados por los mismos movimientos más al norte. Además el desgaste y fracturamiento que presentan la mayoría de los ejemplares de foraminíferos grandes, y finalmente, en la aparición cíclica de foraminíferos arenáceos grandes como Cyclammina, Textulariella, etc., los cuales parecen proliferar en ambiente de aguas turbias. Espesor: TASH (op cit.), da espesores de 75 a 475 m. La Caribbean Petroleum Co. (op. cit.), informa que el espesor en el campo va de 0 a 36m, pero hacia el este, en el sinclinal de la Raya, estiman que puede llegar a 655 m. PATRICK (op. cit) midió 314 m en la sección tipo y 195 m en la sección del río San Pedro. WALTON considera que el espesor, en campo, no debe exceder de unas pocas decenas de metros. Relaciones de campo: La Formación Mene Grande yace concordante y transicionalmente sobre la Formación Paují. El tope está truncado, quedando la formación en discordancia por debajo de la Formación Isnotú. 706 Fósiles: La Formación Mene Grande contiene una abundante fauna de foraminíferos, la cual, en parte, es similar a la de la Formación Paují infrayacente. SUTTON (1946) resumió las listas faunales descritas por SENN, TOBLER, DOUVILLE y GARNER y VAN DER VLERK, mencionan Pseudophragmina (Proporocyclina) flintensis, Discocyclina (Asterocyclina) georgiana, D. (A.) asterisca, vaughani, D. (A.) maracaibensis, Lepidocyclina (Pliolepidina) kugleri, L. trinitatis L. (P.) pustulosa, Helicolepidina spiralis, etc. FURRER (1967) identifica Globigerina senni, Globorotalia centralis G. crasata, G. spinuloinflata, G. lehneri Pseudohastigerina micra, Globorotaloides suteri Truncorotaloides suteri, etc. Edad: Aunque los primeros análisis paleontológicos daban a la formación una edad correspondiente al Eoceno tardío, VAN RAANDSHOVEN (1951) la precisó como de la parte superior de Eoceno medio, lo cual fue ratificado por FURRER (op. cit). Correlación: Hasta el presente, no ha sido posible establecer una correlación precisa entre la Formación Mene Grande y unidades coetáneas del occidente de Venezuela. WALTON (op. cit), señala que, si bien la Caliza de El Cumbe (miembro informal de la Formación Valle Hondo, de Trujillo) contiene una fauna similar y le ha sido asignada la misma edad, la posición de la caliza por debajo de la Formación Paují resulta incongruente, ya que la Mene Grande está por el contrario, encima de esta última unidad. MENCHER et al., (1951, 1953) y FLANDRIN (1956) postularon la equivalencia entre laFormación Mene Grande y la Formación Medero (unidad actualmente inválida y correspondiente a la Formación Pagüey, Cuenca de Barinas). ALBERDING (1956 y 1965) apoyó dicha equivalencia, pero cambiando el término Formación Medero por el de Formación Altamira (también inválida y equivalente a la Formación Pagüey). Sinonimia: El término Formación Mene Grande fue aplicado por GARNER (1926), a areniscas pardas y rojas y arcillas ferruginosas que corresponden a la Formación Isnotú, del Mioceno. El nombre Capas de Río San Pedro fue empleado por MAURY (1925), basándose en TOBLER (1922), para la Formación Mene Grande. Dicho nombre hubiera podido tener prioridad, pero su uso por LIDDLE (1928, 1946), para designar simultáneamente una lente de caliza en la base de la Formación Paují, y a capas más jóvenes de la región Falcón-Lara, equivalentes a la Formación Churuguarita, introdujo confusión, por lo cual el término ha sido descartado. Otros sinónimos en desuso son el de Capas con Lepidocyclina y Orthophragmina de La Palma, lago de Maracaibo, de MAURY (1925) también siguiendo a TOBLER (1922). Finalmente, TASH (op cit.) menciona el término La Fortuna usado por ECKES. INVÁLIDO MENE SALADILLO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno- Mioceno) Estado Zulia. 707 KEHRER (1956) aparentemente empleó este término para designar afloramientos de lutitas de la Formación La Rosa, que habían sido llamados anteriormente Capas de Quiroz. Véase: LA ROSA, FORMACIÓN. INVÁLIDO MENE, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos términos son versiones erróneas del nombre El Mene, citadas en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956). Véase: EL MENE, CAPAS DE. INVÁLIDO MENECITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. SUTER (1947) introduce este nombre para designar una unidad descrita posteriormente en detalle por RENZ (1948), como miembro de la Formación San Lorenzo. WHEELER (1960) propone el nombre de Formación Menecito para suprimir el de San Lorenzo, y elevar sus miembros a rango formacional. Esta proposición no ha tenido acogida favorable, de acuerdo con el Cuadro de Correlación SVIP (1963). Véase: MENECITO, MIEMBRO DE ARCILLAS DE VÁLIDO MENECITO, MIEMBRO (Formación San Lorenzo) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Estado Falcón. Referencia: El término fue introducido por SUTER (1947), como Miembro de Arcillas de Menecito, para designar la parte superior de la Formación San Lorenzo, del Grupo Agua Salada, pero la descripción original es de RENZ (1948). WHEELER (1960, 1963) propone elevar los miembros El Salto y Menecito de la Formación San Lorenzo a la categoría de formación, pero esta opinión no tiene acogida. Consiste de arcillas uniformes, grises a gris azules, con ocasionales intercalaciones de arcillas margosas y glauconíticas. El espesor es de 138,5 m en la sección tipo (RENZ, 1948). El contacto inferior con el Miembro El Salto 708 de la Formación San Lorenzo y en varias localidades es de carácter concordante; el superior, con el Miembro Policarpio de la Formación Pozón, es ligeramente discordante en la sección tipo. LERICHE (1938), citado por AGUILERA (1993), identifica varios peces fósiles encontrados en el Miembro Menecito de esta formación: Acanthias stehline (Squalus stehlini), Notidanus tenuidens (Heptanchias tenuidens), Oxyrhina cf. O. desori (Isurus cf. I. desori), Prionodon vonderschmitti (Carcharhinus vonderschmitti) y Lamna sp.Esta fauna corresponde a tiburones de la zona batial superior. RENZ (1948) detalla la fauna de foraminíferos de la unidad, que incluye la parte superior de la Zona de "Uvigerinella" sparsicostata, la de Robulus wallacei y la parte inferior de la de Siphogenerina transversa. BLOW (1959) estudia sistemáticamente los foraminíferos, con especial énfasis en los planctónicos y le asigna una edad que va desde la Zona de Catapsydrax dissimilis hasta la parte superior de la Zona de Globigerinatella insueta s.l. Esta última corresponde, en términos modernos, a las zonas de Globigerinatella insueta, de Praeorbulina glomerosa y la parte más inferior de la de Globorotalia fohsi peripheroronda (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). La edad del Miembro Menecito es mayormente Mioceno temprano, llegando su tope al Mioceno medio. Según RENZ (op. cit.), el ambiente de sedimentación es marino normal, de unos 200 a 600 m de profundidad, en clima tropical. BLOW (1959) amplía esta interpretación indicando que la presencia de conjuntos de foraminíferos arenáceos en varios niveles de la unidad indica períodos de profundización y subsidencia localizados, asociados a flujos turbidíticos. DÍAZ DE GAMERO (1996) interpreta estos conjuntos como propios de prodelta en agua profunda, derivados de la desembocadura del proto-Orinoco en Falcón oriental, análogo a los conjuntos arenáceos de agua profunda estudiados en el Neógeno tardío de Trinidad y que se relacionan con el río Orinoco. VÁLIDO MERCEDES, MIEMBRO (Formación Apón) MESOZOICO (Cretácico:Albiense) Colombia. NOTESTEIN et al., (1944) introducen este nombre para designar una unidad, de 149 a 201 m de espesor, compuesta de calizas, intercaladas con lutitas carbonáceas y micáceas y areniscas glauconíticas, que suprayace a las densas calizas cristalinas del Miembro Tibú, e infrayace a las areniscas del Miembro (hoy formación) Aguardiente. Originalmente se consideró como miembro de la Formación Uribante, nombre actualmente invalidado; los autores más recientes lo han considerado como miembro de la Formación Apón (SALVADOR, 1961, b). La localidad tipo es el valle de Mercedes, al oeste de la concesión Barco, en Colombia. Véase: APÓN, FORMACIÓN 709 VÁLIDO MERECURE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. Referencias: FUNKHOUSER et al. (1948) introdujeron el término Formación Merecure en el subsuelo de los campos petrolíferos de Anaco, aunque el nombre ya había sido utilizado por HEDBERG (1937-a), para designar a las areniscas que afloran en Anzoátegui noroccidental. Para GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), la Formación Merecure, en el sentido moderno es el equivalente lateral arenoso del Grupo Merecure, definido en la serranía del Interior, restringida al subsuelo de la cuenca Oriental de Venezuela. CAMPOS et al. (1985), debido a la ausencia de facies de lutitas típicas de la Formación Areo, emplean el nombre de Formación Merecure en el noreste de Anzoátegui (campos La Vieja, La Ceiba, Cerro Pelado, Santa Rosa, Quiamare, etc.), para describir la secuencia penetrada por los pozos subyacentes a las formaciones Las Piedras, Capaya u Oficina, que suprayacen a la Formación Garatas. ARNSTEIN et al. (1985) hacen determinaciones de edad. Localidad tipo: La localidad tipo está en pozos no especificados del campo de Santa Ana, en la región de Anaco, estado Anzoátegui. Una sección columnar fue ilustrada por FUNKHOUSER et al. (1948), y en ellas se reconoce como una unidad fuertemente arenosa, en contraste con la Formación Oficina suprayacente. Extensión geográfica: En la actualidad, la Formación Merecure es reconocida en el subsuelo de la cuenca oriental de Venezuela, donde no es posible diferenciar al Grupo Merecure en sus tres unidades formacionales, debido a la ausencia del intervalo lutítico intermedio de la Formación Areo. Descripción litológica: Según GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), la Formación Merecure se caracteriza principalmente por la abundancia de areniscas de grano fino a grueso y espesores en capas masivas mal estratificadas, con estratificación cruzada común y colores gris claro a gris oscuro. La continuidad de las capas de areniscas está interrumpida por láminas y capas delgadas de lutitas negras, duras, carbonosas y por intervalos de arcillitas y limolitas grises. Las areniscas forman casi 50% de la unidad, y una característica notable es el crecimiento secundario de sílice sobre los granos de cuarzo. La expresión de la unidad en los registros eléctricos, con picos casi continuos, muestra contraste marcado con los picos discontinuos de la Formación Oficina. Para CAMPOS et al., (1985) en elpozo La Vieja 1, el intervalo comprendido entre 570 m y 1285 m de profundidad, representa a la unidad. El intervalo inferior (1127 m-1283 m) se caracteriza por el predominio de areniscas masivas, con algunas intercalaciones de capas delgadas de lutitas y una capa de lignito; las areniscas se presentan en paquetes de hasta 28 m de espesor. En el intervalo comprendido entre 888m y 1127 m., las lutitas y lignitos son más abundantes que en el intervalo inferior, mientras que en el intervalo 570-888 m, las areniscas se presentan en capas delgadas y los paquetes de lutitas llegan a alcanzar hasta más de 18 m de espesor. Hacia el suroeste (campos La Ceiba y Santa Rosa), la parte 710 superior de la unidad se hace más arenosa. En los registros eléctricos se observa la existencia de picos casi continuos en la curva de SP, mientras que la resistividad es alta, independientemente de la existencia o no de hidrocarburos. La sedimentación de la Formación Merecure ocurrió en aguas dulces a salobres. CAMPOS et al, (op. cit.) demuestran la influencia marina somera en el noreste de Anzoátegui, durante el tiempo de la Formación Merecure. En el subsuelo del campo de Onado, el ambiente sedimentario de la Formación Merecure parece ser deltaico, del lado continental del delta (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). Espesor: FUNKHOUSER et al. (1948) mencionan un espesor máximo de 520 m, ilustrado en el registro eléctrico del pozo Guárico N° 3. MENCHER et al. (1953) señalan un espesor total de 494 m en el campo Toco. Según CAMPOS et al. (1985) el espesor de la unidad es de 713 m en el pozo La Vieja 1 (tope erosionado), 659m en el pozo CG-18X y de aproximadamente 610 m en el campo Santa Rosa. Relaciones de campo: Se presume una marcada discordancia basal por encima del Grupo Temblador del Cretácico, la cual no está bien documentada. El contacto superior con la Formación Oficina es de aparente concordancia, a pesar del marcado cambio litológico a ese nivel. Por consideraciones regionales, se presume que tanto el tope como la base de la Formación Merecure, se hacen más jóvenes hacia el sur y reflejan el avance del mar de Oficina en esa dirección (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Para CAMPOS et al. (1985) la Formación Merecure, en el noreste de Anzoátegui, subyace concordantemente a las formaciones Oficina o Capaya y discordantemente a la Formación Las Piedras; el contacto inferior de la unidad, a pesar de la aparente concordancia sobre la Formación Caratas, representa un hiatus. Fósiles: En el LEV (op, cit.) mencionan escasos foraminíferos arenáceos y abundantes restos de plantas en la Formación Merecure, CAMPOS et al. (1985) mencionan la siguiente fauna en el pozo La Vieja-IX: el intervalo 570-762 m corresponde a la parte inferior de lazonaEggerella 3/7, mientras que el intervalo 762-1284 m representa la zona Ammobaculites-Grupo 1. El intervalo 570-762 m representa la zónula Ostrácodo-40Trochamrnina 5, y entre las especies figuran Ostrácodo 40, Trochammina laevigata y Milammina fusca. El intervalo 666-762 m presenta Eggerella sp. aff. Eggerella scabra, Ammonia beccarii, Ammobaculites sp. aff. Ammobaculites salsus, Globigerina sp. Gasterópodos y Ostrácodos. El intervalo 762-940 m contiene Quinqueloculina 9, Trochammina 5. Ammobaculites 1, Gasterópodos, Pelecípodos y Ostrácodos. Entre 1114 y 1123 m aparece el Horizonte Textularia 18, caracterizado por AIlorphina cf. 1, Discorbis sp., Globigerina 2, Lagena sulcata, Nonion 1, Textularia 18 y Trochammina sp. Edad: ARNSTEIN et al., (op cit.), plantean que laFormación Merecure, del flanco sur de la subcuenta de Maturín, es de edad Mioceno medio, mientras que en la región noreste, la unidad equivalente es Oligoceno y está representada por las formaciones Los Jabillos, Areo y Naricual. En LEV (1970), se le asigna una edad Oligoceno a Mioceno temprano. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), con base a consideraciones regionales, admiten que la unidad se hace más joven hacia el sur. CAMPOS et al. (1985), por consideraciones regionales y su equivalencia lateral con el conjunto de las formaciones Los Jabillos, Areo y 711 Naricual, proponen una edad Oligoceno tardío-Mioceno temprano para la Formación Merecure, asumiendo que se haga más joven hacia el sur. Correlación: La Formación Merecure es diacrónicamente correlativa del Grupo Merecure del flanco norte de la cuenca. Cronoestratigráficamente, las formaciones Merecure, Oficina y parte inferior de Freites, son correlativas de la Formación Carapita. Hacia el oeste de los campos de Anaco, la Formación Merecure es equivalente litológico de la base de la Formación Chaguaramas (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980). VÁLIDO MERECURE, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Anzoátegui. Referencias: HEDBERG (1937-a) fue el primero en nombrar la Formación Merecure, a base de afloramientos incompletos en la quebrada Merecure, afluente del río Querecual; el nombre proviene de un pequeño tributario de éste. Posteriormente, HEDBERG y PYRE (1944), a base de otras secuencias expuestas, dividieron la formación en los miembros Tinajitas, Los Jabillos y Naricual, equivalentes laterales los dos primeros, e infrayacentes ambos al Miembro Naricual. HEDBERG (1950-a) elevó la formación a rango de grupo y amplió su definición. El Grupo Merecure incluía las formaciones Tinajitas, Los Jabillos y Naricual, definidas originalmente como miembros; la Formación Areo de lutitas marinas, equivalentes a la parte inferior no marina de la Formación Naricual; la Formación Periquito, descrita en publicación por FUNKHOUSER et al. (1948) como una arenisca maciza, infrayacente a la Formación Oficina en los campos de Anaco, y considerada por HEDBERG como equivalente lateral de Naricual; y la Formación Caño Dulce, nombre nuevo introducido para designar capas de conglomerados y areniscas asociadas con carbones y arcilitas abigarradas, expuestas a lo largo del frente montañoso en Guárico. Este esquema sufrió las siguientes modificaciones posteriores: (a) la Formación Naricual permanece sin alteración; (b) se extendió la definición de las formaciones Los Jabillos y Areo para incorporar areniscas y lutitas equivalentes, incluidas originalmente en la Formación Tinajitas; (c) el nombre Tinajitas se restringe actualmente a las calizas basales de la unidad definida originalmente y se considera como miembro de la Formación Caratas del Grupo Santa Anita, quedando así excluida del Grupo Merecure; (d) las areniscas presentes en el subsuelo al sur se incluyen en el grupo, pero por ser indivisibles reciben el nombre formal de Formación Merecure, y el término Periquito persiste con categoría de informal aplicado en el subsuelo; (e) el nombre Caño Dulce ha sido rechazado por designar una unidad compuesta, que incluía partes de lo que actualmente se llaman formaciones Naricual, Quebradón, Capiricual y Quiamare, SALVADOR (1964-a, b) comentó brevemente estas modificaciones. En resumen, el Grupo Merecure se define hoy como un ciclo sedimentario transgresivo-regresivo, caracterizado por una secuencia de areniscalutita-arenisca (formaciones Los Jabillos-Areo-Naricual), reconocida principalmente en los afloramientos de la serranía del Interior. En el subsuelo de la cuenca Oriental, exceptuando algunos pozos del norte de Monagas, no se reconoce la Formación Areo con su facies 712 marina de aguas profundas, tal como existe en los afloramientos de la serranía, y por ello no pueden diferenciarse las tres unidades formacionales del Grupo Merecure. En este caso, se emplea el nombre de Formación Merecure para designar todo el intervalo estratigráfico. La nomenclatura del Grupo Merecure no se extiende a la subcuenta de Guárico, debido a los cambios laterales en la secuencia sedimentaria. Véanse: MERECURE, FORMACIÓN; LOS JABILLOS, FORMACIÓN; AREO, FORMACIÓN y NARICUAL, FORMACIÓN. INVÁLIDO MÉRIDA, FORMACIÓN, SERIE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Mérida. KUNDIG (1938-a, b) hizo referencia a la Serie de Mérida ("Mérida Series") como la parte superior del Grupo Mucuchachí, en Los Andes de Mérida, GONZÁLEZ DE JUANA (1951-a) la denominó Formación Mérida, y señaló su equivalencia con la Formación Sabaneta. En la literatura subsiguiente se ha empleado únicamente para último nombre. PIERCE (1960) confirmó esta sinonimia, pero sugirió la equivalencia parcial de la "Formación Mérida" con la Formación Palmarito. Véase: SABANETA, FORMACIÓN. VÁLIDO MESA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estados Monagas y Sucre. Referencias: HEDBERG y PYRE (1944) designan como Formación Mesa, los sedimentos jóvenes que cubren las mesas 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). ASCANIO (1997) hace una recopilación de la información publicada. 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 encuentran en las Hojas N° 7342, 7343, 7344, 7442 y 7444, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. 713 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. Descripción litológica: En los límites norte y sur de la mesa de Guanipa, la Formación Mesa consiste de arenas de grano grueso y gravas, con cemento ferruginosocementadas y muy duras; conglomerado rojo a casi negro, arenas blanco-amarillentas, rojo y púrpura, con estratificación cruzada; además contiene lentes discontinuos de arcilla fina arenosa y lentes de limolita (GONZÁLEZ DE JUANA, 1946). 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 constituida 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. Según GONZÁLEZ DE JUANA (1946), la Formación Mesa es producto de una sedimentación fluvio-deltáica y paludal, resultado de un extenso delta que avanzaba hacia el este en la misma forma que avanza hoy el delta del río Orinoco. El mayor relieve de las cordilleras septentrionales desarrolló abanicos aluviales que aportaban a la sedimentación clásticos de grano más grueso, mientras que desde el sur el aporte principal era de arenas. En la zona central, postuló la existencia de ciénagas. COPLANARH (1974) considera que los sedimentos de la formación representan depósitos torrenciales y aluviales, contemporáneos con un levantamiento de la serranía del Interior. 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 fluviodeltáica y aumenta de oeste a este, por el avance de los sedimentos deltaicos (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. Relaciones de campo: La Formación Mesa suprayace en contacto concordante y transicional, a la Formación Las Piedras (Plioceno). 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 a la relación transicional con la Formación Las Piedras (Plioceno), se ha postulado unaedad Pleistoceno para la Formación Mesa. ZINCK y URRIOLA (1970) y COPLANARH (1974), intentaron establecer una cronología de la formación, con base a la evolución de los suelos y usando el esquema estratigráfico originalmente de terrazas (t) y luego cronológico del Cuaternario (Q). De esta forma, sugirieron que los suelos desarrollados sobre la Formación Mesa, pertenecen al Pleistoceno temprano. Sin embargo, 714 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. CARBON et al. (1992) en la región de Mapire (estado Anzoátegui) obtienen cuatro fechas termoluminiscentes, dos de las cuales indican datos cronológicos finitos y sugieren que los sedimentos de la Formación Mesa en esa región tienen edades entre 0.5 a 1 Ma AP; las otras dos muestras, por debajo de las primeras sugieren que su edad puede ser mayor de 2 Ma AP., aun cuando indican los autores que probablemente el mecanismo de reposición a cero de la termoluminiscencia (TL), para estas dos últimas 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. VÁLIDO METREROS, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) introducen este nombre para designar el cuarto miembro, en orden estratigráfico ascendente, de los siete que constituían su Formación Cazadero. La unidad tiene 35 metros de espesor y consiste de calizas limolíticas con laminación marcada. Según ROD (1959-a) los miembros Metreros y Las Cruces son la misma unidad, repetida por sobrecorrimiento, pero esto fue posteriormente negado por VON DER OSTEN (1967) El término Formación Cazadero, se considera como inválido y ha sido sustituido por el de Formación Barquisimeto; los miembros están incluidos en la Formación Barquisimeto. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN INVÁLIDO MICÁCEA, ARENISCA CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este término, subdividido en superior e inferior, fue empleado para designar la sección eocena en el subsuelo de los campos petrolíferos en el lago de Maracaibo (SHELL CARIBBEAN PETROLEUM CO., 1948). El nombre es inválido por no ser geográfico y no ha sido aceptado por otros autores. 715 INFORMAL MICRODRILLIA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Zulia. Esta unidad la establece HOFFMEISTER (1938-a, b) en la Formación La Rosa, a base de moluscos. Anteriormente SAAS y HUBMAN (1937-a, b) mencionan su presencia, sin designarla, y señalan que el intervalo había sido subdividido en dos subzonas a base de foraminíferos (subzonas de Bolivina y Cibicides). Estas unidades faunales han caído en desuso. INFORMAL MICROCLÍNICO, GNEIS (Formación Las Brisas) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Miranda. AGUERREVERE Y ZULOAGA (1938) son los primeros en mencionar la asociación del mármol de la Fase Zenda con rocas conglomeráticas. DENGO (1950, 1951) al describir a la Formación Las Brisas, se refiere informalmente a su Gneis Microclínico sin presentar una descripción específica del mismo, pero en su mapa geológico a escala 1:50.000, lo discrimina y cartografía separadamente, no le asigna un nombre como al resto de las unidades que cartografía, pero tanto en el texto como en el mapa, le da un tratamiento de miembro de la Formación Las Brisas. SMITH (1952) separa definitivamente el Gneis Microclínico del mármol de la Fase Zenda, mientras que WEHRMANN (1972) amplia su descripción mineralógica y características de campo, pero estos dos últimos autores no discriminan la unidad en sus mapas. Le asignan como localidad tipo el Valle de Baruta, estado Miranda. (Hoja N° 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Esta unidad presenta su mayor desarrollo en la cercanía del valle de Baruta, estado Miranda, pero se extiende hacia el oeste, pasando por las actuales urbanizaciones Manzanares y Alto Prado, hasta Las Mayas y aún más al oeste, con una franja de unos 10 km de largo por 0,5 km. de ancho. DENGO igualmente cartografía otros cuerpos kilométricos cerca de La Guairita, La Trinidad-Sorocaima en el flanco norte del cerro El Volcán, y desde Caicaguana hasta el río Guaire, estado Miranda. DENGO (1951) indica que este gneis se encuentra interestratificado y por encima del mármol de la Fase Zenda, siendo una roca de grano grueso, muy resistente a la meteorización, que pasa gradualmente a un esquisto cuarzo - muscovítico de grano fino. Dicho autor describe petrográficamente una de sus muestras, indicando que consiste en agregados finos de cuarzo, muscovita, calcita, plagioclasa, apatito y pirita, con megacristales de microclino. El cuarzo se encuentra como granos finos resultado de la cataclasis, granos mayores detríticos, y aún otros cristales grandes de bordes sinuosos recristalizados. En las muestras de mano el microclino se presenta de color negro y se encuentra en cristales de 1,5 a 3,5 mm, y al microscopio se observan inclusiones de 716 muscovita, plagioclasa, cuarzo y grafito. Señala que el microclino se encuentra como porfidoblastos (crecidos durante el metamorfismo), sin embargo un estudio petrográfico reciente del suscrito en rocas aflorantes en la vieja línea del ferrocarril Caracas-Santa Lucía cerca de la quebrada El Rosario y Tusmare, muestran que estas rocas son metaconglomerados, presentando el microclino una estructura porfidoclástica. LAUBSCHER (1955) estudia la relaciones entre mármoles y las rocas microclinicas de la zona de Baruta, interpretando un origen metasomático para el microclino (hipótesis en desuso actualmente) y que este mineral se desarrolla secundariamente en zonas de intensa deformación. Dentro de la Formación Las Brisas, WEHRMANN (1972) distingue dos tipos de metaconglomerados que contienen microclino, los basales [Cuarzo, (30%), plagioclasa (30), microclino (150, muscovita (12,5), guijarros líticos (10) y hematita (2,5)], y los intraformacionales [cuarzo (54%), plagioclasa (15), microclino (15), muscovita (12,5), calcita (2,5), hematita (1)]. Si bien ningún autor lo ha señalado explícitamente, esta unidad debería describirse formalmente como una fase de la Formación Las Brisas, utilizando el nombre litológico correcto de metaconglomerado microclínico. WEHRMANN (1972) menciona un espesor no mayor a 100 m en susmetaconglomeradosbasales,y encuentra metaconglomerado microclínico intraformacional de espesor no mayor de 15 m. Según DENGO (1951) y WEHRMANN (1972) estas rocas son concordantes con el esquisto y mármol adyacentes. LAUBSCHER (1955) sugiere contactos tectónicos. No se han reportado fósiles. Se supone de edad Jurásico - Cretácico por formar parte de la Formación Las Brisas. Véanse: LAS BRISAS, FORMACIÓN y CARACAS, GRUPO. INFORMAL MILIAMMINA FUSCA, HORIZONTES DE, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Zulia. YOUNG (1958) publica el término "horizontes de Miliammina fusca" para designar divisiones faunales localizadas en la Formación Cuiba. SZENK (1959) a rango de zónula en la Formación Lagunillas (miembros Laguna y Ojeda), en la parte central del lago de Maracaibo. INFORMAL MINICIA, MIGMATITAS DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. 717 MENDOZA et al. (1977) describe con este nombre unas rocas intermedias, migmatizadas, moderadamente a intensamente tectonizadas que afloran cerca del poblado Minicia a orillas del río Orinoco entre Santa Bárbara y San Fernando de Atabapo, en San Sebastián (río Casiquiare) y en el área Guainía-Río Negro. MARTINEZ (1981) menciona rocas similares en el área de San Carlos de Río Negro. RIVAS (1981) la describe con mayor detalle en el área de San Fernando de Atabapo, la encuentra semejante a rocas del Complejo de Supamo y la incluye en el Complejo Casiquiare, OLSZEWSKI et al. (1977) y BARRIOS et al. (1981) la describen como gneises de Minicia y muestran los resultados de determinaciones de edades isotópicas. Los afloramientos de la unidad cerca del poblado de Minicia muestran buen desarrollo de foliación, son de color gris oscuro a negro, recristalizadas y con desarrollo de textura migmatítica. RIVAS (op. cit.) menciona que los pliegues del neosoma son claros y la composición es lade un peleosoma de aspecto gnéisico melanocrático rico en biotita y hornablenda y con menores cantidades de granate y epidoto. Las rocas están metamorfizadas a la facies de la anfibolita y se desconoce sus relaciones de campo con otras rocas intrusivas en el área. GAUDETTE et al. (1977) y OLSZEWSKI et al (op. cit.) determinaron una edad isotópica de 1850 + 50 Ma en la unidad. GAUDETTE et al. (op. cit) menciona que de acuerdo a observaciones de campo estas rocas pueden representar el componente más antiguo del basamento en el estado Amazonas. No se han definido las relaciones de campo con otras unidades del área. INVÁLIDO MIOGYPSINA, CALIZA CON CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término informal, introducido por SENN (1935), es parte de la Formación Caujarao de uso actual. Véase: CAUJARAO, FORMACIÓN. VÁLIDO MIRADOR, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Referencias: El nombre ("areniscas" de Mirador) fue empleado por DE LOYS (1918) en un informe privado y publicado por GARNER (1926) para la secuencia arenácea del cerro El Mirador, en el anticlinal de Tarra, distrito Colón, estado Zulia, posteriormente descrita en mayor detalle por NOTESTEIN et al. (1944). LIDDLE (1946) señala que en la parte media de la formación hay petróleo, asociado con la lutita carbonácea arenosa. SUTTON (1946) discute acerca de la equivalencia entre las areniscas de la Formación Mirador y la Formación Misoa. STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM CO, (1948), describió la 718 unidad en el subsuelo en los campos petrolíferos de Tarra, donde la dividieron en tres unidades designadas informalmente: "Arenisca Inferior", "Lutita Intermedia", y "Arenisca Superior". RENZ (1959), KEY (1960), TRUMP y SALVADOR (1964) describen la litología de la formación. ALBRIZZIO (1969) propone dividir la formación en tres miembros.USECHE (1977); CANELÓN y RAMÍREZ (1977) estudian la unidad en los estados Mérida y Trujillo. RAMIREZ y CAMPOS (1972); COLMENARES et al. (1988); AZPIRITXAGA Y CASAS (1989) y PAPARONI (1993) la estudian en el estado Táchira. Localidad tipo: Se encuentra en el cerro El Mirador, en la parte suroccidental del distrito Colón, estado Zulia. Extensión geográfica: La Formación Mirador aflora extensamente a lo largo de los flancos de la sierra de Perijá, Zulia suroccidental, en el estado Táchira y partes adyacentes de Colombia y en el subsuelo en los campos de Tarra. Descripción litológica: Según GONZÁLEZ DE JUANA (1980) la sección tipo se caracteriza por areniscas blancas de grano fino a medio con capas delgadas de gránulos o guijarros de cuarzo; toda la sección presenta material carbonáceo, observándose algunas intercalaciones de lutitas en su tercio superior y capas delgadas de carbón interestratificadas con las mismas. Se dividió en tres unidades informales descritas a continuación: El intervalo inferior está constituido por areniscas macizas de grano grueso con estratificación cruzada en escala de metros, intercaladas con arcillas limosas y arenosas. Hacia el sur se observan algunos niveles conglomeráticos, en el subsuelo de Alturitas, las areniscas son de grano fino y laminadas. STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM CO. (op. cit.), mencionaron la presencia en el subsuelo de un intervalo lutítico de 20 a 30 m de espesor, que se caracteriza por arcillitas y lutitas gris oliva claro, localmente carbonáceas y con una o dos capas lenticulares de carbón. Este intermedio constituye un marcador notorio en los registros eléctricos de pozos relativamente cercanos, y no parece tener continuidad regional, como sucede al sur de Táchira donde está ausente. El intervalo superior, muestra areniscas cuarzosas limpias de grano grueso a conglomeráticas; las areniscas son lenticulares con acanaladuras y frecuentemente macizas (GONZÁLEZ DE JUANA et. al., op. cit). RENZ (1959) señala que las areniscas cuarzo-feldespáticas de la Formación Mirador, están divididas en dos partes por una capa de arcilita gris pálida, cerca del pueblo de Rubio en la carretera de San Cristóbal. KEY (1960) reconoce 3 unidades litológicas en la Formación Mirador y la existencia de una discordancia en la base del miembro superior de la formación. Espesor: NOTESTEIN et al. (1944) señalaron espesores variables entre 160 y 400 metros, que aumentan irregularmente al norte y oeste; indican 600 m en pozos cerca de El Rosario y más al norte se acuñan contra el alto de El Totumo. LIDDLE (1946) señala 244 m. SegúnGONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), en el área tipo se conocen 250 m y hacia el sur es bastante constante con 290 m en la parte occidental de Apure. NOTESTEIN et al. (1944) señalan que hacia el norte, región de Tarra, aumenta notablemente; en la región andina hacia el noreste, a lo largo del frente de montañas andinas, el espesor disminuye de nuevo a unos 50 m cerca de Omuquena. 719 VAN VEEN (1969) menciona que en la sección Rio de Oro las localidades perforadas en el anticlinal de Río de Oro penetran unos 650 m de espesor con un 50% de areniscas, los 165 metros superiores de la formación afloran en la carretera entre Rosario y Rio de Oro, donde corta el flanco este del anticlinal de Río de Oro. En la sección de Seboruco (70 km al sureste de la sección tipo, por la carretera La Fría- Seboruco), VAN VEEN (op. cit.) midió tan solo 65 m con un 95% de arena. RAMÍREZ y CAMPOS, (1972) hablan de un espesor aproximado de 500 metros para la unidad, en la región Grita-San Cristóbal. Según USECHE (1977), en la región de La Azulita en las estribaciones noroccidentales de Los Andes venezolanos, en el estado Mérida, el espesor varía entre 80 y 100 m; CANELÓN y RAMÍREZ (1977) en la región de Caja Seca, estados Mérida y Trujillo, señalan 200 metros; AXPIRITXAGA y CASAS (1989) midieron 109,41 m en el río Lobaterita en el estado Táchira. Relaciones de campo: El contacto basal está definido por las areniscas de la unidad, que suprayacen las arcilitas o limolitas de la Formación Los Cuervos. El contacto superior, concordante con la Formación Carbonera, se marca donde las areniscas limpias y potentes de Mirador dan paso a lutitas carbonosas (RAMÍREZ y CAMPOS, 1972). En la zona de Río de Oro, la parte basal de la Formación carbonera contiene areniscas, y el contacto se oscurece. Ambos contactos han sido considerados como concordantes o discordantes, según los diferentes autores (NOTESTEIN et al., 1944; LIDDLE, 1946; SUTTON, 1946, CARIBBEAN PETROLEUM CO, 1948; BRONDIJK, 1967-b). AZPIRITXAGA y CASAS (op. cit) en el río Lobaterita, estado Táchira, postulan el contacto con la formación suprayacente, en el límite entre la última arenisca de la unidad superior de la Formación Mirador depositada en un ambiente fluvial y la primera lutita con horizontes de carbón de la Formación Carbonera, de ambiente de llanura deltaica alta. Fósiles: La única fauna mencionada en publicación consiste de foraminíferos arenáceos no diagnósticos. GONZÁLEZ DE JUANA, et al., (op. cit.) señala que no se conocen fósiles marinos, sólo carbones, restos de plantas y escaso polen que indujo a postular un "hiatus" palinológico. Edad: NOTESTEIN et al., (op cit.), atribuyen a la formación al Eoceno medio tardío. VAN DER HAMMEN (en ALBRIZZIO, 1969) señala que la edad de la parte inferior de la Formación Mirador fue establecida palinológicamente como Eoceno temprano, y la parte superior extrema como Eoceno medio. RAMÍREZ y CAMPOS (op. cit.) consideran que la Formación Mirador puede abarcar el Eoceno temprano-medio o parte de ambos. KUYL et al. (1955) indican un hiatus considerable, ubicado a veces en el contacto entre las formaciones Mirador y Carbonera y otras en la misma Formación Mirador. BRONDIJK (1967-b) consideró como válida la evidencia palinológica, según la cual los conjuntos de polen representativos de las zonas del Eoceno medio, establecidas en el lago de Maracaibo faltan repentinamente, en, o cerca, del tope de la Formación Mirador. Este autor opina que la unidad correspondería al Eoceno temprano, pero localmente al Eoceno tardío. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) para la formación considera una edad Eoceno temprano a medio por sus relaciones estratigráficas de concordancia sobre la Formación 720 Orocué del Paleoceno y su posición infrayacente a la secuencia de la Formación Carbonera del Eoceno tardío (?)-Oligoceno. Correlación: La parte inferior de la unidad se correlaciona con la parte inferior de la Formación Misoa del lago de Maracaibo, la parte superior es correlativa aproximada de las formaciones La Sierra y Santa Rita. VÁLIDO MIRELES, FORMACIÓN PALEOZOICO (Cámbrico tardío- Ordovícico temprano) Estado Cojedes. Referencias: Este nombre fue introducido por ROD (1955) para designar una serie de horizontes fosilíferos expuestos en la parte noroccidental de la región mencionada. Anteriormente, esta unidad, junto con las restantes rocas metamórficas del área de El Baúl, había sido mencionada por LIDDLE (1928 y 1946) y por BUCHER (1952) y descrita superficialmente por FEO-CODECIDO (1955). Posteriormente, fue estudiada en detalle y redefinida por MARTÍN B. (1961), quien la incluye en la parte inferior del Grupo El Barbasco. Localidad tipo: La quebrada más meridional del cerro Mireles, a unos 14 km al noroeste de El Baúl, distrito Girardot, estado Cojedes. (Hoja Nº 6543, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora a lo largo de una faja de 3 a 5 km de anchura en el extremo noroccidental del macizo de El Baúl, conformando bajas y aisladas colinas, tales como los cerros Mireles, San Patricio, Grande, De Silva, Casupal, etc. Descripción litológica: De base a tope, la formación presenta filitas carbonáceas foliadas grises y negras; meta limolitas filíticas micáceas gris verdoso con trilobites y metalimolitas grises, densas, localmente arenáceas, con estructuras sedimentarias e intercaladas con filitas gris verdoso y con cuarcitas micáceas orientadas. Los horizontes samíticos de la formación exhiben abundantes estructuras sedimentarias primarias deformadas, como rizaduras, acanaladuras de formas arborescente, típicas de líneas de playa, micropliegues, finas fracturas rellenas con anhidrita, etc. La unidad muestra una intensa silicificación producida por inyecciones lit-par-lit de cuarzo, acompañada por concentraciones de hematita especular. La formación ha sufrido un metamorfismo regional de bajo grado, correspondiente a la facies de los esquistos verdes (zona muscovita-clorita), con superposición local de metamorfismo de contacto, debido a la intrusión del Granito Alcalino de El Baúl. Espesor: Se desconoce el espesor, de esta formación, debido a la intensa deformación y replegamiento. En la sección cerro Grande-Mireles se han medido 150 m. 721 Relaciones de campo: La Formación Mireles grada al Miembro Jobito de la Formación Cerrajón suprayacente. El contacto se coloca en el nivel más limolítico, donde predominan las estructuras sedimentarias de línea de playa. Se desconoce el contacto inferior; MARTÍN, B. (op. cit.) lo infiere discordante sobre el Complejo de El Tinaco. FEO CODECIDO (op. cit.), menciona la presencia de rocas de basamento, que tienen un grado mayor de metamorfismo que las rocas del Grupo El Barbasco; este autor las correlaciona con rocas similares de la Guayana de edad precámbrica, pero no ha observado contacto alguno, por hallarse el afloramiento aislado por depósitos cuaternarios. Al norte y suroeste, la formación desaparece debajo de los aluviones cuaternarios de las sabanas. Fósiles: De acuerdo a MAYNC (1956), los fósiles encontrados por ROD (op, cit.) son trilobites pertenecientes a las especies Olenellus thompsoni, Paedeumias sp. y Wanneria sp., que son del Cámbrico temprano. FREDERICKSON (en MARTÍN B., op. cit.) identifica los especímenes de trilobites hallados en el cerro Mireles como pertenecientes a una sola especie, la Parabolina argentina del Tremadociense de Argentina y Bolivia. Este investigador menciona que KOBAYASKI asigna esta especie al Cámbrico tardío (Croixiano). Edad: Cámbrico tardío-Ordovícico temprano. Correlación: Esta formación fue correlacionada por FEO-CODECIDO (op. cit.) con las formaciones Carrizal y Hato Viejo del subsuelo meridional de la cuenca oriental, al igual como lo habían hecho anteriormente LIDDLE (1946), HEDBERG (1950) y BUCHER (op. cit.). La unidad presenta semejanza litológica con la Formación Mucuchachí de Los Andes, cuya edad, sin embargo, se coloca en el Paleozoico superior, y cronológicamente es correlacionable con la Formación Caparo de Los Andes merideños. VÁLIDO MISOA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Referencias: GARNER (1926) introduce el nombre Formación Cerro Misoa, para designar una unidad compuesta de areniscas y lutitas intercaladas, la cual aflora en el cerro del mismo nombre. Casi simultáneamente, HODSON (1926) publica el nombre de Serie Misoa-Trujillo en un sentido parcialmente sinónimo de la Formación Trujillo, en su sentido original. TASH (1937) se refiere al mismo intervalo y señaló la presencia de una unidad inferior, Formación Trujillo, predominantemente lutítica y una superior, Formación Misoa, donde predominan las areniscas. LIDDLE (1946) menciona el término Arenisca de Misoa como miembro superior de su Formación Misoa-Trujillo. SUTTON (1946) usa el nombre de Formación Misoa, separándola de la Formación Trujillo. GONZÁLEZ DE JUANA (1951) sigue la descripción de SUTTON, discrepando en cuanto al contacto inferior con la Formación Trujillo. WEINGEST (en LEV, 1956), resume lo publicado hasta la fecha. BRONDIJK (1967) revisa la formación en el área tipo de cerro Misoa, y propone secciones 722 de referencia. Sin embargo, señala que todas contienen areniscas y lutitas de un mismo tipo básico y que por lo tanto, sólo se justifica un nombre formacional, que es el de Misoa. En los campos petrolíferos del lago, la secuencia de arenas y lutitas de la unidad, ha sido subdividida según diversos esquemas informales por las empresas operadoras. El más aceptado, generalmente, es el de Arenas "B" (B1 a B9) y Arenas "C" (C1 a C7), basado en las características de los registros eléctrico de los pozos. BARBEITO et al., (1985) establecen zonaciones detalladas de la formación, en base a polen y foraminíferos, en el área Mara-Maracaibo. GHOSH et al., (1985) estudian la diagénesis de las Arenas "C1-C7" en la misma área, y GRAVES (1985), estudia las Arenas "B" superiores en la costa oriental del lago. Localidad tipo: La localidad tipo de la sierra Misoa, designada por GARNER (op. cit.), fue extendida por SUTTON (op. cit.) hacia el este, a lo largo del río Misoa, hasta el flanco de la serranía de Trujillo (Hoja Nº 6046, escala 1:100.000, Cartografía Nacional), BRONDIJK (op. cit.) mostró columnas estratigráficas medidas en tres secciones de referencia, en los ríos San Pedro, San Juan y quebrada Grande, al sur del río Misoa, distrito Baralt del estado Zulia. Extensión geográfica: La Formación Misoa se reconoce en el subsuelo del lago de Maracaibo y al oeste del mismo, desde el campo Mara a Alturitas, al suroeste se extiende hacia el campo de Tarra, donde se relaciona lateralmente con la Formación Mirador. En la superficie se presenta en una extensa faja, alrededor del lado este del lago, hasta el macizo de Avispa, en Mérida septentrional. SUTTON (op. cit.) postula su continuación con la Formación Mirador más al sureste, pero SCHAUB (1948) contradijo este criterio de una equivalencia exacta. BRONDIJK y WALTON (1968), reconocieron la relación de Misoa con la Formación Mirador, aunque con reservas. GRAVES (op cit.) reconoció dicha relación en el subsuelo y con la sección de Mara-Maracaibo. Descripción litológica: Las características de los sedimentos de la Formación Misoa, dependen de su posición en la cuenca, del ambiente de sedimentación, de la distancia entre ellos y de la fuente de los mismos. Hacia el noreste hay más lutitas y areniscas de grano fino, mientras que hacia el sur y sureste, el porcentaje de arena aumenta al 80 y 90% de la sección, y los granos se hacen más gruesos. Se encuentran areniscas, limolitas y lutitas intercaladas en distintas cantidades, en toda la sección y hacia el este, algunas capas de caliza en la parte inferior. En el área del lago se encuentran capas delgadas de caliza, en la parte inferior. Las areniscas presentan tamaños variados de grano, pero en general, son de grano fino y gradan a limolitas y luego a lutitas. Son micáceas, frecuentemente carbonáceas y generalmente bien estratificadas a macizas. Se presentan en unidades compuestas, con espesores normales de varias decenas de metros, las cuales localmente se agregan para totalizar espesores de centenares de metros, formando serranías pronunciadas. En el subsuelo, estas mismas arenas forman yacimientos múltiples verticales, con distribución lateral de decenas de kilómetros. GHOSH et al. (1989) identificaron los tipos de arcosasubarcosa y sublitarenita-subarcosa, en las áreas de Urdaneta-Lagunillas y cuarzo-arenitas en Barúa-Motatán. 723 Las lutitas tienen composición variable, casi siempre son micáceas, arenosas a limolíticas, con abundantes estratos delgados, estrías y películas de arena, limo y material carbonáceo (incluyendo restos de hojas), que les den un aspecto laminado con estructura "flaser".Se presentan tanto en forma de intercalaciones menores en las unidades compuestas de arenisca-limolita, como en secuencias que alcanzan varios centenares de metros de espesor, entre complejos de areniscas. Las lutitas han sido depositadas en ambientes de prodelta, de aguas someras, e interdeltaico, principalmente, y son diferenciables por las delgadas capas de lignito y por el material carbonáceo que contienen. Las calizas son escasas y se presentan en la base de la formación, en la región suroriental y en el subsuelo del lago. La Formación Misoa representa un proceso sedimentario que varía desde deltaico alto, al suroeste y sur, a deltaico bajo y marino somero al norte y noreste. GHOSH et al. (1989) reconocen ambientes que varían desde fluvial a deltaico y próximo costero, en las áreas de Lagunillas y Urdaneta, a nerítico interno, en la parte sur del área de Lagunillas y en la de Barúa-Motatán. Espesor: En la región tipo BRONDIJK (op. cit.), menciona un espesor compuesto de 5000 m, y sugirió una probable variación de 3500 a 5500 m. La unidad adelgaza hacia el oeste, donde se encuentra reducida por la erosión. Al norte del lago, frente a Maracaibo, hay 3000 m preservados, en el campo Urdaneta norte y en Cabimas, hay 4600 m. En el lado oeste del lago, en los pozos UD-Sur y SOL, se encuentran 1000 m preservados, mientras que en Bachaquero, hay 3500 m preservados bajo la Formación Paují. En el alto del campo petrolífero de Ceuta, el espesor total es menor de 1600 m y en el alto estructural de LamaIcotea, hay un mínimo de 200 m, mientras que en los flancos aumenta hasta 3700 m. Relaciones de campo: En su tope, la Formación Misoa está en contacto concordante con la Formación Paují; el contacto puede ser abrupto o transicional. Hacia el este, se presenta a veces un intervalo glauconítico (Formación Caús) en el límite formacional. En la región tipo, la base de la Formación Misoa, en términos generales, se define como un cambio, en sentido descendente, a las lutitas de la Formación Trujillo; el contacto no se ha delimitado en detalle, debido a la frecuente presencia de areniscas de gran espesor en la Formación Trujillo. En el subsuelo del lagodeMaracaibo, la unidad suprayace discordantemente a las formaciones Guasare o Marcelina. Al norte del campo Urdaneta, el contacto es con la Formación Trujillo. El contacto con el Paleoceno se coloca en la primera capa de caliza o carbón, presente por debajo de la arenisca inferior extrema, de la Formación Misoa. Fósiles: En general, las lutitas y las areniscas carecen de fósiles, con excepción de escasos foraminíferos de poco interés estratigráfico. SUTTON (op. cit.) menciona los moluscos, y otros elementos determinados sólo genéricamente. MILLER y COLLINSON (1951), mencionaron una fauna asociada de abundantes moluscos, equinoideos, crustáceos, decápodos, etc. De mayor significación cronológica son los macroforaminíferos de las calizas intercaladas, descritos por VAN RAADSHOOVEN (1951) en capas denominadas Calizas de San Juan y Quebrada Grande, equivalentes al Segundo Nivel Orbitoidal de otros autores. Esta lista de especies incluye Linderina floridensis, Ferayina coralliformis, Fabiana cubensis. Pseudophragmina (Proporocyclina) del grupo clarkicushmaniperuviana, P. (p) cf. perpusilla, Helicostegina gyralis, Amphistegina aff., cubensis, Operculinoides jenny, O. aff., oliveri. COLMENARES (1988) analiza los 724 palinomorfos de la formación, en el campo Boscán, encontrando Echitriporites trianguliformis, Retibrevitricolpites triangulatus y Psilatricolporites crassus, correspondientes a la zona palinológica de Bombacacidites soleformis, de MULLER et al. (1987). Edad: VAN RAADSHOOVEN (op, cit.) determina la edad de los macroforaminíferos como Eoceno medio temprano. KUYL et al. (1956) señalan una edad Eoceno basal a medio, para unidades incluidas hoy en la Formación Misoa. VAN VEEN (op. cit.) con base a evidencias paleontológicas y palinológicas, determina la edad Eoceno temprano a medio, corroborado por COLMENARES (op, cit.). Así pues, la evidencia concuerda indirectamente con las edades Paleoceno y Eoceno medio, atribuidas respectivamente a las unidades infrayacentes (formaciones Guasare-Marcelina) y suprayacente (Formación Paují). Correlación: Hay equivalencia lateral entre la Formación Misoa y las formaciones Ranchería, Valle Hondo al sureste y Mirador al suroeste. Las relaciones diacrónicas mencionadas arriba, implican alguna equivalencia entre capas de la parte inferior de Misoa y parte superior de Trujillo. Sinonimias: Formación Cañadones, Arenisca de La Rosa, Arenisca de Bocorrón (GARNER, op. cit.), Capas de Palmarejo y Formación Paparro (LIDDLE, 1928, 1946). Las formaciones Mostrencos, Orumo y Escuque (HEDBERG y SASS, 1937-a, b), fueron más claramente definidas, pero en términos regionales, parecen ser variantes normales de la Formación Misoa, con rango de miembros locales. Un segundo conjunto de sinónimos surgió de los diferentes esquemas de subdivisión empleados en el subsuelo, por las empresas petroleras. WALTON (op. cit.) analizó estos términos, y concluyó que muchos pueden considerarse como válidos, pero informales. Estos incluyen los miembros Concepción (STAFF OF CARIBBEAN PETROLEUM CO., 1948), Pueblo Viejo (SCHAUB, 1948), Zamuro (RUBIO, 1960), Bajo Grande y Palmas (MILLER y SANJUAN, 1963). Además, se han nombrado áreas individualesespecíficas: Punta Gorda, Ramillete, Boscán, etc. Otros términos aplicados anteriormente a la Formación Misoa del subsuelo, han caído totalmente en desuso: Potreritos, Las Flores (SUTTON, op. cit.), Arenisca Micácea Superior e Temprano (Caribbean Petroleum Co., op. cit.). El nombre de Misoa, se ha empleado como sinónimo de la Formación Gobernador en la región de Barinas (MILLER et al., op. cit., ZAMBRANO, 1968), lo cual parece indeseable por dos razones: su separación geográfica impide demostrar la continuidad física con la Formación Misoa tipo, y la evidencia faunal indica que estas arenas pertenecen al ciclo sedimentario Eoceno posterior al de Misoa/Paují, y se correlacionan más estrechamente con la Formación Santa Rita, de Falcón y Lara. INVÁLIDO MITARE, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) Estado Falcón. 725 El nombre de Grupo Mitare aparece por vez primera en la literatura geológica, en el cuadro de correlación de MENCHER, et al (1951), constituido por las formaciones San Juan de la Vega, Pecaya y Pedregoso, de edad Oligoceno y reemplazando al Piso San Luis de SENN (1935), que agrupaba las mismas unidades, WHEELER (1960,1963), equivocadamente, considera la Formación San Juan de La Vega como sinónimo de la Formación El Paraíso y la reemplaza por ésta, en razón de prioridad. En las publicaciones el Grupo Mitare se considera constituido por las formaciones El Paraíso, Pecaya y Pedregoso, ocupando todo el centro de la cuenca de Falcón. HUNTER y FERRELL (1972) demuestran la no equivalencia de las unidades San Juan de La Vega y El Paraíso, pero conservan el nombre Grupo Mitare para las mismas formaciones de MENCHER et al (1951), separado de la Formación El Paraíso por su Formación Purureche, DIAZ DE GAMERO (1977) establece la invalidez de esta formación, por ser indistinguible de la Formación Pecaya, y propone entonces abandonar el término Grupo Mitare por las siguientes razones: a) La unidad intermedia, Formación Pecaya, tiene fuera de la localidad tipo del grupo, una extensión vertical y lateral mucho mayor, siendo su parte inferior enteramente más antigua que todo el Grupo Mitare; b) la equivocada equivalencia entre las unidades San Juan de La Vega y El Paraíso, ha traído como consecuencia que el Grupo Mitare haya sido utilizado para designar intervalos muy diferentes tanto en su extensión lateral como vertical; c) la extensión geográfica del Grupo Mitare es sumamente reducida, ya que solo puede reconocerse entre las poblaciones de Pecaya y Pedregal. Las unidades inferior y superior no existen o no están expuestas fuera de esta reducida región. VÁLIDO MITO JUAN, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense tardío) Colombia. Referencias: El nombre de Formación Mito Juan fue empleado por GARNER (1926), aunque HEDBERG y SASS (1937) señalan que el nombre de la formación fue probablemente utilizado anteriormente por geólogos de la Caribbean Petroleum Company. La definición de esta unidad es dudosa en algunas localidades. Varios autores señalaron la dificultad de separarla cartográficamente de la Formación Colón, por lo cual su diferenciación se ha basado parcialmente en criterios faunales. SUTTON (1946) describió la litología de la formación. KUYL et al.(1955) la consideraron como miembro de la Formación Colón; otros autores han empleado el término combinado Colón-Mito Juan para incluir la unidad. Localidad tipo: Quebrada Mito Juan, tributario del río Sardinata, flanco oriental del anticlinal de Petrolea, en la concesión Barco, Colombia, región donde es posible diferenciarla de la Formación Colón infrayacente. La designación de GARNER (op. cit., HEDBERG y SASS, op. cit.) de la localidad tipo en el "caño Mito Juan cerca de la frontera de Colombia en el sur de Colón, Zulia", es indudablemente un error en geografía internacional. 726 Extensión geográfica: La formación se extiende superficialmente tanto como la Formación Colón, ya que en muchos lugares se diferencia de ella muy difícilmente y en otras partes no se ha intentado diferenciarlas. Parte occidental y meridional de la cuenca del lago de Maracaibo, según SUTTON (op. cit.) no se reconoció en Trujillo. Descripción litológica: KERHER (1937) describe "las arcillas de Mito Juan" infrayacentes al tercer horizonte de Carbón, como arcillas laminares, verdosas o grises, areniscas en capas delgadas intercaladas con bancos de caliza arenosa, por encima de "una serie de unos 600 m de espesor, las llamadas arcillas de Colón. La litología de la Formación Mito Juan se caracteriza por arcillas grises, gris verdosas y negras, localmente arenosas, en las cuales el contenido de limo y arena aumenta en sentido ascendente y en cuya parte superior se encuentran a veces capas delgadas de calizas y areniscas. En la parte inferior de la formación hay algunas arcillas laminares grises queson indistinguibles litológicamente de las arcillas de Colón. Son particularmente comunes concreciones discoidales de arcilla ferruginosa formando capas delgadas. Según VAN ANDEL (1958), las arenas se clasifican en el grupo de las grauvacas y subgrauvacas y en el grupo de las areniscas cuarzosas en el flanco noreste de Mérida. FOLK (1974) y VAN ANDEL (op. cit.) incluyen en esta región los granos de ftanita como fragmentos de roca, criterio compartido por otros sedimentólogos. En la parte superior se presenta localmente un intervalo de calizas conocido como Miembro Río de Oro. La microfauna indica ambientes de aguas salobres, poco profundas, evidenciando en esta forma el relleno de la cuenca (SUTTON, 1946). Espesor: HEDBERG y SASS (op. cit.) reportan espesores de 100 a 300 m para la formación. Según SUTTON (1946) la formación Mito Juan varía entre 100 y 150 m con un espesor promedio de 200 m, el desarrollo máximo de la formación ocurre en la parte sur de la cuenca, en el estado Táchira los espesores varían desde 215 m a 755 m (SUTTON, 1946); en el área de Barco, Colombia, NOTESTEIN et al., (1944) reportan espesores de 275 m a 420 m. En el pozo DM-2 en el distrito Mara, estado Zulia se perforaron 153 m. Desde Colón hasta la región al norte de San Simón-Zea (estado Mérida) alcanza un espesor de 200 m (KEHRER, op. cit.). Contactos: El contacto entre las formaciones Mito Juan y Colón es de transición. Está marcado lo más cerca posible para que coincida con el cambio de arcillas laminares grises con una fauna abundante de foraminíferos calcáreos por debajo, a arcillas laminares arenosas gris verdoso, con una fauna de foraminíferos arenáceos, por encima (HEDBERG y SASS op. cit.); también NOTESTEIN (op. cit.) y SUTTON (op. cit.), señalan como criterio principal el marcado cambio de las faunas de foraminíferos. De acuerdo a KEY (1960), en los sitios donde la unidad infrayace a la Formación Guasare, se utiliza la prominente arenisca inferior extrema de esta última para definir el contacto superior. Fósiles: Según HEDBERG y SASS (1937) los foraminíferos son menos abundantes en la Formación Mito Juan que en las lutitas de la Formación Colón; identificaron: Haplophragmoides, Ammobaculites y especímenes ocasionales de Gumbelitria, Gumbelina y Siphogenerinoides, espinas de equinodermos y ostrácodos. SUTTON (op. cit.), menciona los géneros de amonites Sphenodiscus y Coahuilites identificados en la base del Miembro 727 Río de Oro en la concesión Barco; Trigonia sp., Roudairea cf. auressensis Coquand, Antigonia sp., Sphenodiscus sp., Parapachydiscus sp., en el río Lobaterita al oeste de Táchira. En el río Escalante: Ammobaculites sp., Marginulina sp., cf. M. ensis (Reuss), Güembelitria cretacea Cushman, Cibicides coonensis (Berry), Microgastropoda, Ostracoda; Ammomarginulina colombiana (Cushman y Hedberg), Dorothia cf. filiformis, Astacolus santanderensis, Vaginulinopsis silicula, Nodosaria paupercula Reuss, Güembelitria cretácea Cushman, Cibicides coonensis. Edad: SUTTON, (1946) y KEY, (1960) señalan que el conjunto faunal indica una edad Maestrichtiense tardío. Correlación: La formación se correlaciona en edad con las lutitas superiores de la Formación Colón en Trujillo y con la parte superior de la Formación Burgüita en Táchira y Barinas (LEV, 1970). La formación es equivalente a la parte superior de la Formación Umir del valle del Magdalena de Colombia, y con la Formación Santa Anita en el estado Anzoátegui al noreste de Venezuela (HEDBERG y SASS, 1937 y SUTTON, 1946). INVÁLIDO MITO JUAN, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Colombia. KÜYL et al. (1955) consideraron a la Formación Mito Juan como miembro de la Formación Colón. Véase: MITO JUAN, FORMACIÓN. INVÁLIDO MOGOTE, GRANITO DE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. Este término fue publicado originalmente por FEO CODECIDO (1954) para designar un tipo de granito porfídico, con fenocristales medianos a grandes (de hasta 10 centímetros) principalmente de ortosa, en una pasta cuarzo-feldespato-biotítica de grano fino, que forma los cerros de Mogote en la parte norte de la región de El Baúl, estado Cojedes. Según FEO CODECIDO (1963), este granito constituye la parte exterior y facies más antigua de un gran batolito granítico de proporciones desconocidas, que intrusiona a las rocas metasedimentarias paleozoicas del Grupo El Barbasco expuestas en la región. 728 La edad absoluta de este granito, determinada radiométricamente, es de 270 ± 10 Ma (FEOCODECIDO, 1963). Posteriormente MARTÍN BELLIZZIA (1961) lo describe en detalle con el nombre de Facies Mogote. Véase: MOGOTE, FACIES. VÁLIDO MOGOTE, FACIES (Granito Alcalino de El Baúl) PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. Referencias: El término Mogote fue introducido por FEO CODECIDO (1954), para distinguir uno de los tipos de granito presentes en la región de El Baúl. MARTÍN BELLIZZIA (1961) modifica el término a Facies Mogote, para designar la zona externa o facies marginal del plutón de granito alcalino de El Baúl, que describió en detalle. Localidad tipo: Cerros de Mogote, al norte de los cerros de Mata Oscura, 5 kilómetros al norte de El Baúl, estado Cojedes. Descripción litológica: La roca es gruesamente porfídica y de composición uniforme: concentraciones de feldespato potásico, oligoclasa, biotita, muscovita, hornablenda barkevikítica, pirofilita, zircón, titanita y fluorita, en un fondo cataclástico de pertita y cuarzo. Las plagioclasas forman agregados alrededor del feldespato potásico, lo cual imparte un falso aspecto de textura rapakivi. La transición a la facies Mata Oscura, es gradacional. Espesor: La unidad representa el borde intensamente erosionado del plutón, por lo cual es difícil apreciar espesor o anchura original. Extensión geográfica: Los escasos afloramientos se presentan en los cerros de Mogote, las pequeñas colinas cercanas y esporádicamente en los bordes de la facies Mata Oscura. Relaciones de campo: Intrusivo en el grupo El Barbasco, discordante y localmente fallado. Edad: FEO CODECIDO (1965) mencionó una determinación radiométrica de edad de 270 ± 10 Ma (k/Ar); MARTÍN BELLIZZIA (1968) señaló una determinación, proporcionada por la COMPAÑÍA SHELL DE VENEZUELA, de 287 ± 10 Ma (Rb/Sr). Por sus relaciones estratigráficas, y debido a que intrusiona rocas del Paleozoico, se considera CarboníferoPérmico, corroborado por estas determinaciones. Correlación: Se considera que la unidad es correlacionable con los granitos de El Palmar (Mara) El Totumo, La Paz, Toas y Bailadores, como también La Macarena (Colombia), tanto por sus caracteres de consanguinidad como por ser intrusiones en rocas paleozoicas (MARTÍN BELLIZZIA, 1961). 729 Véase: EL BAÚL, GRANITO ALCALINO DE. INVÁLIDO MOJINO, CAPAS DE, CUARCITAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Estos términos, empleados por LIDDLE (1946) y HALSE (1937-a, b) respectivamente, son sinónimos de la Formación El Paraíso de uso actual. Véase: EL PARAISO, FORMACIÓN. INVÁLIDO MOMBOY, SERIE PALEOZOICO SUPERIOR Este nombre fue empleado por KÜNDING (1938-a, b) para designar la "Serie de Río Momboy" de LIDDLE (1928). PIERCE (1960) utiliza el término Formación Río Momboy. Posteriormente, las Compañías Shell y Creole (1964) demostraron que es sinónimo innecesario de la Formación Mucuchachí. Véanse: MUCUCHACHI, FORMACIÓN y RIO MOMBOY, FORMACIÓN. INVÁLIDO MONAGAS, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. Este término, hoy en desuso, fue aplicado originalmente a la Formación Carapita en el subsuelo de los campos petrolíferos de Quiriquire y Jusepín, estado Monagas (REGAN, 1938-a, b; ILLING y KUGLER, 1938; KUGLER, 1950; HEDBERG, 1950-a). Véase: CARAPITA, FORMACIÓN. INVÁLIDO MONAY, CAPAS DE PEÑONES DE CENOZOICO (Cuaternario) 730 Estado Trujillo. Este término fue publicado por YOUNG (en LEV, 1956) para designar capas de peñones de arenisca, que sólo constituyen una variante de la Formación Carvajal, definida por SUTTON (1946) en el estado Trujillo. Véase: CARVAJAL, FORMACIÓN INVÁLIDO MONTERO, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre, empleado por SENN (1940) y LIDDLE (1946), es sinónimo de la Formación Pecaya de uso actual. Véase: PECAYA, FORMACIÓN. INFORMAL MORADOR, COMPLEJO DE MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense)-CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Portuguesa. METZ (1960) introduce este nombre para designar un conjunto de sedimentos cuya edad se extiende desde el Cretácico tardío hasta el Eoceno tardío, sobrecorrido sobre una sección normal del Eoceno medio a tardío en el estado Portuguesa. Según el autor, el término "complejo" se justifica por la imposibilidad de diferenciar y definir las diferentes unidades litológicas, en parte sedimentarias y en parte metamórficas, del conjunto. METZ incluye en el complejo a las Capas de Río Guache y la Formación Villanueva (VON DER OSTEN y ZOZAYA, 1957), según ROD (1960-c), también se han incluido rocas que definitivamente deben excluirse del mismo (formaciones Parángula, Altamira y Paují). Los afloramientos más característicos de las diversas unidades están en el río Morador, estado Portuguesa, propuesto como "área tipo" provisional, desde unos 2 kilómetros aguas arriba a partir del puente sobre el río Morador, carretera Guanare-Acarigua, por unos 8.5 km de distancia río arriba. La unidad ocupa el surco de Portuguesa y los contrafuertes andinos entre Guanare y Acarigua. METZ (op. cit.) describe "sedimentos estratificados" y "lutitas deformadas y bloques alóctonos incluidos en ellas"; los primeros son depósitos finamente estratificados de grauvacas de color gris oscuro a verde oscuro, subgrauvacas, areniscas cuarzosas y microbrechas, interestratificadas con lutitas grises (1-5 cm de espesor); en menor volumen, se destacan brechas gris oscuro a verde, generalmente calcáreas, con fragmentos angulares a redondeados, y conglomerados interestratificados 731 con las lutitas, en capas lenticulares de 5 a 50 cm de espesor. Las "lutitas deformadas y bloques alóctonos" afloran, junto con los depósitos estratificados, en contactos de falla o de transición rápida. Las combinaciones más simples son concreciones de caliza muy alterada, fragmentos de ftanita y limolita de la Formación La Luna, incluidos en lutitas más jóvenes, pero con faunas de La Luna, Las mezclas de bloques en lutitas incluyen bloques de La Luna, del Paleoceno y del Eoceno tardío, bloques de caliza con rudístidos del Grupo Cogollo, rocas ígneas y metamórficas. El tamaño de los bloques deslizados varía desde fragmentos hasta bloques de 1 km. de longitud. La unidad constituye un conjunto más antiguo sobrecorrido sobre una secuencia del Eoceno medio a tardío, análoga a la de las cuencas de Barinas y Maracaibo. Los afloramientos terminales del complejo están volcados sobre areniscas de la Formación Pagüey (Altamira). En una cuña de falla en lutitas del complejo, que separa afloramientos eocenos en la quebrada Tilangona, se reconocieron faunas del Maestrichtiense-Paleoceno, que incluyen Bolivina incrassata, Bulimina petroleana, Globotruncana cf. arca, Globorotalites michelineana, Bolivinopsis grzybowskü, Gaudryina bentonensis, etc. Las lutitas marinas oscuras con Bulimina jacksonensis, del Eoceno tardío, son las rocas más jóvenes del complejo. Estas faunas determinan una edad Maestrichtiense a Eoceno tardío. El complejo incluye rocas correlacionadas con las formaciones Vidoño, Villanueva, Pagüey (Altamira) y Paují. VÁLIDO MORÁN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Lara. Referencias: El término Formación Morán fue introducido por VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957), para designar una secuencia de lutitas, areniscas y algunas calizas que afloran en el distrito Morán, estado Lara y a la cual dividen en los miembros Lutitas de El Tocuyo (inferior) y Areniscas de Botucal (superior). BUSHMAN (1959) aplica el mismo nombre a las rocas de Loma del León, al sureste de Barquisimeto y posteriormente BUSHMAN (1965) descarta el término Loma del León. VON DER OSTEN (1967) describe nuevamente la Formación Morán. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1966, 1967) destacan la semejanza litológica entre las Formaciones Bobare y Morán, e incluyen en la Formación Matatere a la "capa de Peñones de Pavia" y partes (Miembro El Tocuyo?) de la Formación Morán; ubican a la Loma de León en su Formación Bobare. BELLIZZIA Y RODRÍGUEZ (1968) interpretan la Formación Morán, como producto de depósitos de plataforma y borde de plataforma. STAINFORTH (1968) reconoce la validez de ambos términos. MACSOTAY (1972) describe los icnofósiles de las formaciones Morán y Bobare. CAMPOS et al. (1979) incluyen al Miembro El Tocuyo en la Formación Matatere. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) resumen los datos publicados sobre la formación. STEPHAN (1982) opina que la Formación Morán de VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) incluyen, de manera imprecisa, todo el material arenoso y lutítico que aflora al suroeste de El Tocuyo, en la Loma de León y en el área entre los pueblos de Berlín y 732 Guaríco. STEPHAN (1985) menciona brevemente a las Areniscas de Botucal, como una unidad para-autóctona al frente del complejo de Lara y las napas asociadas. KISER (1997) recomienda reducir los miembros componentes de la formación a Miembro El Tocuyo y Miembro Botucal. Localidad tipo: En la descripción original no se especifica una sección tipo, sin embargo, VON DER OSTEN y ZOZAYA (op. cit.), mencionan como una secuencia bastante completa, la expuesta en el río Sanare, al sur de El Tocuyo, "desde el puente de la carretera El Tocuyo-Guarico, hasta el caserío Algodonal, en las cercanías de Sanare". BUSHMAN (1959) indica que los mejores afloramientos de la formación en el área de Barquisimeto, están en la parte superior de la quebrada Agua Viva y en quebrada Grande, al noroeste y norte del cerro de Loma de León, respectivamente. (Hojas Nº 6245 y 6345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Gran parte del estado Lara hasta sus límites con los estados Falcón y Trujillo. En la región de Barquisimeto la unidad ocupa la colina de Loma de León, al suroeste de Barquisimeto. Descripción litológica: En la descripción original de la formación, VON DER OSTEN y ZOZAYA (op. cit.), mencionan areniscas, lutitas y lentes menores de calizas. El Miembro Lutitas de El Tocuyo, unidad inferior de la formación, comienza en su base con lutitas grises, las cuales, hacia arriba, pasan a lutitas negras, marrón-verdoso, marrón y rojizo. Hacia el tope, se encuentran lutitas de color rojo vino tinto, amarillo, negro y gris verdoso. En el medio y parte superior de la sección, se observan capas delgadas de limolitas con vetas de cuarzo y arenitas líticas ftaníticas o subgrauvacas, de color marrón claro punteado en negro, que meteorizan con color marrón rojizo oscuro. Las calizas de la parte superior del Miembro Lutitas de El Tocuyo tienen colores gris, crema y negro, en general, son fosilíferas, con abundantes fragmentos de moluscos, foraminíferos y algas Las subgrauvacas son de grano fino, formadas por fragmentos angulares de ftanita negra con cemento silíceo. Están bien estratificadas en capas de 2 a 40 cm de espesor. El Miembro Areniscas de Botucal consiste en ortocuarcitas de color blanco a crema, que pasa a amarillo o marrón rojizo por meteorización. El tamaño de los granos varía de fino a grueso llegando a conglomerados de grano fino, intercaladas con las areniscas, se encuentran lutitas talcosas de colores gris claro, violáceo o negro, con tubos de gusanos. VON DER OSTEN (1967) redescribe la formación en términos similares, agregando la mención de capas de peñones en el Miembro de Lutitas de El Tocuyo. Dichos peñones, de tamaño variable, consisten en fragmentos de rocas cretácicas e incluso de granito. El autor sugiere el término Facies de Pavía, para referirse a estas capas. VON DER OSTEN y ZOZAYA (op. cit.) interpretan el ambiente sedimentario del Miembro Lutitas de El Tocuyo, como representativo de un cambio gradual de aguas relativamente profundas en su parte inferior a aguas llanas en el tope, con episodios de corrientes deturbidez evidenciados por los intervalos de subgrauvacas ftaníticas. El Miembro Arenisca de Botucal correspondería, según dichos autores, a una sedimentación sobre una plataforma estable en aguas tranquilas, de poca profundidad. VON DER OSTEN (1967), al revisar la formación, la describe corno un depósito flysch típico. BELLIZZIA y 733 RODRIGUEZ (1968) sostienen que la Formación Morán corresponde a sedimentación en plataforma y borde de plataforma, reservando la facies flysch para la Formación Matatare. Los icnofósiles, según MACSOTAY (1972), se encuentran en un ambiente de plataforma externa y profunda, en contraste con los icnofósiles de la Formación Bobare, que son de un ambiente de talud. Espesor: En la descripción original, VON DER OSTEN y ZOZAYA (op. cit.) estiman unos 1900 m de espesor, correspondiendo 1300 al Miembro Lutitas de El Tocuyo y 600 al Miembro Areniscas de Botucal. BUSHMAN (1965) indica por lo menos 500 m en el área de Barquisimeto. Relaciones de campo: Originalmente se consideró que la Formación Morán podía estar en contacto concordante sobre la Formación Barquisimeto o Cazadero, (VON DER OSTEN y ZOZAYA, 1957; BELLIZZIA y RODRÍGUEZ, 1968). Actualmente se ha establecido que el contacto es discordante, dada la naturaleza alóctona de la Formación Barquisimeto. En el área entre Barquisimeto y El Tocuyo, la Formación Morán yace en discordancia sobre lo que denomina STEPHAN (op. cit.) "el autóctono andino", constituido localmente, ya sea por la Formación La Luna, o por el Grupo Cogollo. Hacia el sur, la formación está en contacto de falla con la Formación Villanueva (BELLIZZIA y RODRÍGUEZ, 1968). Hacia arriba, la Formación Morán está cubierta por depósitos continentales del Terciario tardío y Cuaternario (LEV, 1970), parte de los cuales pueden corresponden a la Formación El Pegón (JEFFERSON, 1964). Fósiles: VON DER OSTEN y ZOZAYA (op. cit.) indican que la porción inferior del Miembro Lutitas de El Tocuyo contiene abundancia de foraminíferos. Para la parte superior de las Lutitas de El Tocuyo VON DER OSTERN y ZOZAYA (op. cit.), señalan foraminíferos grandes como Nummulites (N.) caraibensis, N. (N.) barbadica, N. (N.) henrici, Discocyclina (D.) grimsdalei etc. y algas calcáreas como Lithotammium laminosum, coralina delicatula, Lithophyllum sp. cf. L. Sierrae Blancae, etc. En la Loma de León, RENZ (fide BUSHMAN op. cit.) identifica (en el Miembro El Tocuyo?) a Pelosina complanata, Rhabdammina discreta, Cyclammina cf. gracillasoi, Trochammina globigeriniformis, Haplophragmoides cf. flaggeri var., trinitatensis, Haplophragmoides sp. y Trochammina sp.,y CARLOS KEY (fide BUSHMAN op, cit.), en la misma área, identificó a Operculinoides? sp., Spiroloculina? sp. y fragmentos de echinodermos. DE CIVRIEUX (fide BUSHMAN, op. cit.), también en Loma de León, identificó a Dentalina cf. consobrina, Globigenrina sp., Globorotalia sp., Cibicides sp., Gümbelina sp., Quinqueloculina sp. y, además de formas ya mencionadas, Trochammina globigeriniformis var., trinitatensis y Gaudryina sp. MACSOTAY (1972) menciona los icnofósiles: Heckia annulata, Macanopsis pagüeyensis, Thalassinoides saxonicus, Arenicolites sp., Granularia sp., Taenidium sp. y Teichichnus sp. Edad: El contenido fosilífero indica que la edad de la formación puede extenderse desde el Cretácico tardío extremo, hasta el Eoceno temprano y medio. Con base a icnofósiles, MACSOTAY (1972) interpreta que Morán pertenece al Paleógeno. 734 Correlación: La Formación Morán es equivalente lateral de la Formación Trujillo y parte inferior de la Formación Misoa, al oeste. El Miembro Lutitas de El Tocuyo y el Miembro Arenisca de Botucal correlacionan, respectivamente, con las formaciones Humocaro y Quebrada Arriba. Hacia el norte, la Formación Morán correlaciona con la Formación Matatere y Bobare y, hacia el este, al Flysch de Guárico. Cronológicamente, es equivalente de la Formación Villanueva, que aflora al sur de la falla Boconó (BELLIZZIA y RODRÍGUEZ, 1968). INFORMAL MORENO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. El término Miembro Moreno fue originalmente publicado por FUNKHOUSER et al. (1948), para designar el tercero, en orden descendente, de los siete miembros informales en que se subdividieron la Formación Oficina en el área mayor de Anaco, Anzoátegui central. Consiste predominantemente, en lutitas fisiles, gris oscuro, con algunas areniscas calcáreas, calizas delgadas con estructuras de cono-in-cono, lignitos y arcilitas gris. El espesor va desde 213 a 518 m. DE SISTO (1960-d) lo correlaciona con las arenas F-5 a I-3 de la Formación Oficina, en el área mayor de Oficina, Anzoátegui central. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INFORMAL MORICHAL, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Monagas. Referencias: El término Miembro Morichal fue introducido y publicado originalmente por KEY (1977), para designar el intervalo inferior de la Formación Oficina en el campo Jobo, sur de Monagas, y el cual había sido incorrectamente designado con el término informal de Grupo I, o como Arenas Oficina 200, en el Campo Morichal, al oeste de Jobo (RABASÓ y CORONEL, 1976). El Miembro Morichal está formado por arenas macizas de grano fino a grueso y escogimiento variable, que forman paquetes de 30 a 60 m, separados por delgados intervalos lutíticos. En el pozo Joc-29 (sección de referencia), el Miembro Morichal se presenta entre 1086 a 1303 m con 197 m de espesor. El miembro yace discordantemente sobre los sedimentos cretácicos del Grupo Temblador. Hacia arriba, es concordante bajo la lutita del Miembro Yabo. KEY (op. cit.) admite la posibilidad de que el tramo inferior del Miembro Morichal, caracterizado por areniscas 735 feldespáticas y lignitos gruesos, pudiera corresponder a la Formación Merecure, como sostiene DE SISTO (1961), DUSENBURY (1960) y SALVADOR (1964). SANTOS y FRONTADO (1987), describieron el Miembro Morichal, en el sector Cerro Negro de la faja petrolífera del Orinoco. El miembro es importante productor de petróleo pesado y extrapesado en los Campos de Jobo y Morichal, así como en la faja petrolífera del Orinoco. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. VÁLIDO MORICHITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Monagas. Referencias: Según LAMB y DE SISTO (1963), el nombre de Formación Morichito fue empleado en informes privados por WILSON y HOAGLAND en 1945. La primera publicación del nombre corresponde a ROD (1959-a), quien dio una breve descripción de la formación. La SVIP (1963) publica el nombre en la tabla de correlación, sin referencias adicionales. LAMB y DESISTO (op. cit.), publican una descripción detallada de la sección tipo de la formación, y discutieron sus relaciones estratigráficas. Localidad tipo: Intervalo entre 737 y 1131 m en el pozo Morichito No. 1 de la Venezuelan Atlantic Refining Co., distrito Maturín, estado Monagas. Extensión geográfica: La Formación Morichito está restringida a una faja de unos 4 km de ancho por 100 de extensión, entre los campos de Tacat al oeste y Quiriquire al este, a lo largo del frente de montañas del norte de Monagas. Al sur, su límite es la línea de acuñamiento contra el alto de Pirital. Descripción litológica: La formación está compuesta por conglomerados constituidos por peñones, peñas y gravas intercaladas con arenas y limolitas, en una matriz arcillosa de color pardo, ocasionalmente carbonosa a lignifica. Localmente, la matriz puede ser limolítica o arenosa, de grano fino. Los componentes gruesos están formados por fragmentos variados de calizas, lutitas y areniscas de las formaciones del Cretácico y Eoceno de la serranía del Interior. La naturaleza de sus componentes litológicos y la morfología del área geográfica que ocupa, indican que el origen de la Formación Morichito es la acumulación de sedimentos de conos aluviales procedentes de la serranía del Interior, que rellenaron un valle intramontano separado de los ambientes marinos someros de la Formación La Pica por el alto de Pirital. Espesor: En la sección tipo, la formación tiene un espesor de 394 m. El espesor máximo está en el orden de los 1650 m, acuñándose hasta desaparecer al norte y al sur, a lo largo de una directriz ENE-OSO. (LEV, 1970). 736 Relaciones de campo: En la localidad tipo, la formación yace en contacto discordante sobre sedimentos cretácicos (LAMB y DE SISTO, op. cit.). En el oeste del área, yace discordantemente sobre la Formación Carapita o unidades cretácicas. Hacia arriba, la formación está cubierta, también discordantemente, por la Formación Las Piedras. Fósiles: La formación no tiene fósiles, salvo formas redepositadas. Edad: Por sus relaciones estratigráficas, se le ha asignado una edad Mioceno medio. Correlación: Por su posición estratigráfica, la Formación Morichito se considera equivalente con la Formación La Pica. VÁLIDO MORRO BLANCO, MIEMBRO (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense) Estado Sucre. Este nombre fue introducido por VON DER OSTEN (1954), como subdivisión de la Formación Barranquín. El nombre proviene de Morro Blanco, punta meridional extrema de la isla Caracas del Este, en el Archipiélago Guaiquerí-Manare-Cumaná. Esta unidad dominantemente carbonática (75% de calizas biostrómicas, nodulares y biomicríticas de color gris y gris azulado), intercalada con secuencias de lutitas y asperones semejantes al miembro infrayacente. Su espesor es de más de 300 m, y su edad es ValanginienseHauteriviense, en base a la abundante macrofauna que contiene. Según ROSALES (1960), sólo aflora en una reducida zona alrededor de su localidad tipo, y hacia el sur pasa a una espesa secuencia de areniscas. MACSOTAY y VIVAS (1985), MACSOTAY et al., (1985) y Vivas (1997), la señalan del dominio del Archipiélago Guaiquerí-Manare-Cumaná, extendida hasta la región de Casanay, en el extremo oriental de la serranía del Interior Oriental. YORIS (1985-a) la reconoce en la parte oriental del bloque de Caripe. Véase: BARRANQUÍN, FORMACIÓN. INFORMAL MORRO DEL FARO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. Estas calizas fueron descritas originalmente por LIDDLE (1928) y mencionadas como miembro de la Formación Guárico en LEV (1956). Su localidad tipo la constituye el Morro del Faro 5 km al noroeste de San Juan de Los Morros, y la región de afloramientos, se extiende hasta San Sebastián. La edad de las calizas fue difícil de determinar, por cuanto se presentan frecuentemente recristalizadas, a tal punto que los detalles de los fósiles son 737 destruidos en su mayor parte. Según (GONZÁLEZ DE JUANA et. al., 1980) los bloques de caliza, fueron emplazados simultáneamente en la masa caótica del Miembro Los Cajones. Entre la litología característica se observa: calizas masivas, calizas estratificadas, brechas calcáreas de corales y algas, planchones de calizas orbitoidales, masas de turbiditas y algunas rocas volcánicas embebidas en forma caótica, dentro de una matriz limo-arcillosa calcárea (ibídem). VIVAS y MACSOTAY (1997), separan esta unidad litoestratigráfica de la Formación Guárico y proponen elevar la unidad al rango de formación y la describen como calizas biostrosmales de unos 350 m, masivas, biodetríticas y abundancia de microfósiles, asignándole una edad Paleoceno temprano a tardío. Desde el punto de vista paleogegráfico la Formación Morro del Faro forma parte de la cobertura sedimentaria de la napa de Villa de Cura y no de la Napa Piemontina, VIVAS y MACSOTA (1995). INVÁLIDO MORRO DEL FARO, MIEMBRO (Formación Guárico) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. Estas calizas fueron descritas originalmente por LIDDLE (1928) y designadas como miembro en LEV, 1956. Se cita como localidad tipo el Morro del Faro de San Juan de Los Morros, y la región de afloramientos, se extiende hasta San Sebastián. La edad de las calizas fue difícil de determinar, por cuanto se presentan frecuentemente recristalizadas, a tal punto que los detalles de los fósiles son destruidos en su mayor parte. Según GONZÁLEZ DE JUANA et. al., (1980) los bloques de caliza, fueron emplazados simultáneamente en la masa caótica del Miembro VIVAS y MACSOTAY (1997), basados en estudios detallados de campo proponen elevar la unidad al rango de formación, por lo cual se considera el término como inválido. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN Y MORRO DEL FAROFORMACIÓN INVÁLIDO MORRO, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. MENCHER et al. (1951, 1953) hacen referencia a la caliza Morro dentro de la Formación Guárico, en alusión clara al Miembro Morro del Faro (RENZ, 1955) de uso actual. FLANDRIN (1956) repitió el mismo error. Véanse: MORRO DEL FARO, MIEMBRO; MORRO DEL FARO, FORMACIÓN y GUARICO, FORMACIÓN. 738 INVÁLIDO MOSQUITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. El nombre fue empleado originalmente por PAYNE (1951), como Formación Mosquito, para una unidad expuesta al sur del campo de Cumarebo, comprendida entre las arenas de Las Lomas, tope de su Formación Ricoa y la Formación Caujarao. PAYNE (1951) subdivide esta formación en un intervalo inferior lutítico sin nombre y dos miembros superiores equivalentes laterales uno del otro: caliza de Dividive y arenas de San Francisco, que anteriormente, había sido atribuida a la Formación Socorro por GONZÁLEZ DE JUANA (1937). Tanto WEINGEIST como DUSENBURY (en LEV, 1956), indican que la mayoría de los geólogos emplean el nombre de Formación Socorro en esta región y sugieren modificar el rango de la Formación Mosquito a miembro inferior de la Formación Socorro, criterio seguido posteriormente en la literatura geológica. GIFFUNI et al. (1992) sustituyen el nombre de Formación Socorro en el área de Cumarebo por el de Formación Agua Salada según el concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b). La caliza de Dividive y las arenas de San Francisco quedarían, por tanto, como unidades locales dentro de la Formación Agua Salada. De igual forma, el miembro inferior lutítico de la Formación Mosquito de PAYNE (1951), correspondería al intervalo (sin nombre) de la Formación Agua Salada entre las arenas de Las Lomas y las arenas de San Francisco o la caliza de Dividive. La unidad tiene su sección tipo en la quebrada El Mosquito, unos 8 km al suroeste del campo de Cumarebo y consiste de unos 1000 m de arcillas y lutitas con algunas capas de margas micro y macrofosilíferas. Aquí, la unidad termina en la caliza de Dividive, mientras que más al este lo hace en las arenas de San Francisco. Véanse: AGUA SALADA, FORMACIÓN; SOCORRO, FORMACIÓN; DIVIDIVE, CALIZA DE y SAN FRANCISCO, ARENAS DE INFORMAL MOSQUITO, MIEMBRO (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. El nombre originalmente usado por PAYNE (1951), como Formación Mosquito, para una unidad expuesta al sur del campo de Cumarebo comprendida entre las arenas de Las Lomas, tope de su Formación Ricoa y la Formación Caujarao. PAYNE (1951) subdividió esta formación en un intervalo inferior lutítico sin nombre y dos miembros superiores equivalentes laterales uno del otro: caliza de Dividive y arenas de San Francisco. Tanto WEINGEIST como DUSENBURY (en LEV, 1956), emplean el nombre de Formación 739 Socorro para esta unidad y modificaron el rango de la Formación Mosquito a miembro inferior de la Formación Socorro en esta región, criterio seguido desde entonces en la literatura geológica. GIFFUNI et al. (1992) sustituyen el nombre de Formación Socorro en el área de Cumarebo por el de Formación Agua Salada según el concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b). La caliza de Dividive y las arenas de San Francisco quedarían, por tanto, como unidades locales dentro de la Formación Agua Salada. De igual forma, el miembro inferior lutítico de la Formación Mosquito de PAYNE (1951), correspondería al intervalo entre las arenas de Las Lomas y las arenas de San Francisco o la caliza de Dividive. Se recomienda considerar la Formación o Miembro Mosquito como informal. La unidad tiene su sección tipo en la quebrada El Mosquito, a unos 8 km al suroeste del campo de Cumarebo y consiste de unos 1000 m de arcillas y lutitas con algunas capas de margas micro y macrofosilíferas. Aquí, la unidad termina en la caliza de Dividive, mientras que más al este lo hace en las arenas de San Francisco. Véase: AGUA SALADA, FORMACIÓN y SOCORRO, FORMACIÓN. INVÁLIDO MOSTRENCOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. HEDBERG y SASS (1937-a, b) introducen el nombre de Formación Mostrencos para designar una secuencia de lutitas y areniscas interestratificadas del Eoceno, expuesta en el sinclinal de Manuelote. La unidadse dividió en los miembros Barqueta y Taparito, e infrayace a una unidad notablemente más lutítica, que los mismos autores denominaron Formación Orumo. LIDDLE (1946) aplica la misma nomenclatura en la sección eocena del subsuelo, en los campos petrolíferos de Zulia noroccidental. SUTTON (1946) considera estos términos como sinónimos innecesarios de las formaciones del Eoceno reconocidas en el subsuelo del lago de Maracaibo, e incluyó los afloramientos de Mostrencos-Orumo en sus formaciones Potreritos y Las Flores. MILLER y SANJUAN (1963) reemplazaron el nombre de Mostrencos por el de Concepción. BRONDIJK (1967-a) considera las formaciones Misoa y Concepción como sinónimos y califica las formaciones Mostrencos y Orumo como sinónimos redundantes e inválidos de la Formación Misoa. Véase: MISOA, FORMACIÓN. INVÁLIDO MOTEADO (A), FORMACIÓN, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico) Estado Anzoátegui. 740 La Formación Temblador en el flanco sur de la cuenca oriental de Venezuela fue dividida por HEDBERG et al. (1947) en "Miembro Moteado Inferior" y "Miembro Glauconítico Superior", los términos correspondientes en castellano ("moteado" o "abigarrado" y "glauconítico") fueron empleados por YOUNG et al. (1956). PATTERSON y WILSON (1953) elevan la unidad a la categoría de grupo y su parte inferior se convirtió en "Formación Moteada". Tales términos descriptivos, no geográficos, carecen de validez en la nomenclatura estratigráfica formal. DUSENBURY (1960) los reemplaza posteriormente y emplea el término de Formación Canoa para distinguir esta unidad. Véase: CANOA, FORMACIÓN. INVÁLIDO MOUNT MORIAH, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Trinidad. Este nombre, tomado de la terminología estratigráfica establecida en Trinidad, fue aplicado en forma indefinida por ILLING y KUGLER (1938) a sedimentos del Eoceno tardío de Venezuela oriental. INFORMAL MU, ARENA (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al. (1947), ilustran varias arenas de la Formación Freites, en el área mayor de Oficina, las cuales fueron designadas con las letras griegas Sigma, Rho, Mu y Lambda, en orden ascendente. Véase: FREITES, FORMACIÓN VÁLIDO MUCARIA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Senoniense)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno temprano) Estado Cojedes. Referencias: El término Formación Mucaria fue introducido por RENZ y SHORT (1960), para designar un conjunto de lutitas silíceas con algunas calizas y microconglomerados, de edad Cretácico tardío, que afloran en el norte de los estados Cojedes y Portuguesa. El nombre fue adoptado posteriormente por OXBURGH (1965, 1966); MENÉNDEZ (1965, 741 1966); JARVIS (1966) y BELL (1968). JARVIS (1966) estudia la unidad en la región PaoTiznados, entre Cojedes y Guárico, mientras que BELL (1968) la describió detalladamente en la región de Camatagua. PEIRSON et al. (1966), designaron el mismo conjunto de rocas como Formación San Antonio, extendiendo la nomenclatura de Anzoátegui. MACSOTAY et al., (1995), se refieren a la Formación Mucaria como la unidad más vieja de la napa piemontina y la dividen en tres miembros, los cuales de más viejo a más joven son: Uchire, Río Chavez y Macaira. Localidad tipo: RENZ y SHORT (op. cit.) designaron como localidad tipo de la Formación Mucaria, la quebrada Vaquirita, afluente del río Mucaria, en los cerros Vaquiritos, a unos 4 km al este-sureste del caserío de Pilancones y aproximadamente 11 km al norte de ElPao, distrito Pao del estado Cojedes (Hoja Nº 6544, escala. 1:100.000, Cartografía Nacional). Como secciones adicionales dieron una al sur del cerro Pilancones, unos 3,5 km al suroeste del caserío de ese nombre, otra en el cerro Buena Vista, 4 km al norte-noroeste de San Carlos y una tercera en el cerro El Morro, 10 km al sureste de Agua Blanca, en el sector noreste del estado Portuguesa. Extensión geográfica: La Formación Mucaria se extiende desde la porción noreste del estado Portuguesa, hasta la parte centro-meridional del estado Aragua a lo largo del frente de montañas, formando parte de la Faja Piemontina del sistema montañoso del Caribe. Descripción litológica: En la sección tipo, la Formación Mucaria se compone principalmente de lutitas silíceas de color gris oscuro, las cuales meteorizan con color marrón claro. Se encuentra ftanita gris claro en bandas delgadas y capas ocasionales de hasta 1 m de espesor, de un microconglomerado calcáreo formado por fragmentos de rocas ígneas básicas, cuarzo y feldespatos. En tres niveles de la sección, RENZ y SHORT (op. cit.) describen calizas lenticulares de grano fino y color gris azulado, que pasan a marrón verdoso claro por meteorización, Las calizas son en parte conglomeráticas, con fragmentos de gneis y esquistos micáceos y ftanita negra. En la sección del cerro Pilancones, la litología es semejante a la descrita, pero sin calizas ni conglomerados. En la sección del cerro Buena Vista, la formación consiste en lutitas y lutitas limosas, sericíticas, con menor proporción de ftanitas. En el cerro de El Morro, la sección incluye tres capas de 3 a 10 m de espesor de areniscas de grano fino y color blanquecino. MENÉNDEZ (1965), describe la unidad en el sector del río Araguita, como formada en un 90% por lutitas silíceas, sericíticas, de color gris oscuro, con cantidades menores de limolitas silíceas a ferruginosas y algunas capas de ftanita gris. Las calizas están notoriamente ausentes en este sector. En el área El Pao-Tiznados, JARVIS (op. cit.) describe lutitas similares a las de la sección tipo, formando el 80 a 85% de la sección con 10 a 15% de areniscas de grano fino a medio y conglomerados, y un 5% de calizas afaníticas laminadas, apareciendo la ftanita sólo en pequeñas cantidades. En la región de Camatagua, BELL (op. cit.) menciona limolitas silíceas lajosas y lutitas físiles color gris, laminares, con cantidades menores de calizas afaníticas laminadas, gris, y areniscas gradadas de color gris claro. MACSOTAY et al., (op. cit) describen la Formación Mucaria como una secuencia kilométrica de limolitas con alternancia de capas decimétricas de ftanitas y calizas afaníticas (miembro Río Chávez) y alternancias decimétricas de litoarenitas con estructuras de contornitas (miembro Uchire); hacia el extremo oriental de la parte norte y central de Venezuela, gran parte de los 742 afloramientos de la Formación Mucaria están representados por alternancias monótonas de capasdecimétricas de limolitas (miembro Macaira) que constituyen la transición hacia la suprayacente Formación Guárico; destacan, además, la frecuencia de deslizamientos gravitacionales de litologías correspondientes al Cretácico temprano y medio. MACSOTAY et al., (op. cit.) sugieren sedimentación en ambiente batial a abisal, con etapas de inestabilidad tectónica indicada por la presencia de olistolitos de calizas cretácicas originadas en aguas someras. Espesor: En la sección tipo, RENZ y SHORT (op. cit.) indican un espesor aproximado de 1000 m. BELL (op. cit.) señala que en la región de Camatagua la unidad presenta espesores aparentes de hasta 2000 m, pero debido al plegamiento inarmónico, es posible que el espesor sea mayor a los 750 m. Relaciones de campo: En la localidad tipo, la Formación Mucaria yace concordantemente sobre la Formación Mapuey. Hacia el este, en el área de Camatagua, la formación yace sobre el equivalente de la Formación Querecual. En el tope, la unidad yace bajo la Formación Guárico en toda su extensión. Fósiles: En el área de la localidad tipo, RENZ y SHORT (op. cit.) señalaron los foraminíferos Globotruncana s.1., G. stuarti s.1., Sulcoperculina sp y Sulcorbitoides sp. PEIRSON (en JARVIS, 1966) identificó Gumbelina arriata, Globotruncana sp., Rugoglobigerina sp, Gumbelina plummerae y Globigerina sp.; finalmente, BERMÚDEZ (en BELL, 1968) encontró los géneros Globigerina y Chiloguembelina. Edad: Con base a su contenido faunal, la Formación Mucaria ha sido asignada al Senoniense-Paleoceno temprano (MACSOTAY et al., 1995). Correlación: La Formación Mucaria se considera equivalente lateral de la Formación San Antonio de la región nororiental de Venezuela, su parte inferior es equivalente a la Formación Garrapata (LEV II, 1970). MENÉNDEZ (1965) y JARVIS (1966) postulan su equivalencia lateral, con la Formación Paracotos. Es equivalente a la Formación Colón en el occidente de Venezuela. INFORMAL MUCUBAJÍ, TILL DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Mérida. JAHN (1925) hace la primera mención de sedimentos glaciales en la región de Apartaderos y ROYO y GÓMEZ (1959) la de una morfología glacial. SCHUBERT (1970) describe en detalle el till de la región de Mucubají, y GIEGENGACK y GRAUCH (1976) propusieron el nombre de Till de Mucubají. La localidad tipo se encuentra en la carretera Santo Domingo-Apartaderos, entre Los Frailes y Mucubají (Hoja Nº 6042, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Se extiende a lo largo del piedemonte de la sierra de Santo 743 Domingo, entre San Rafael-Apartaderos y Los Frailes, entre 2900 y 3500 m aproximadamente. Consiste de una mezcla sin escogimiento, cuya granulometría varía entre arcilla y cantos, sin estratificación aparente. El color de los afloramientos es gris claro. Los cantos y guijarros, con formas que varían desde prismoidal, hasta tabular facetado y en su mayoría subangulares, consisten principalmente de gneis ((80% bandeado, masivo o granítico) y esquisto cuarzo-micáceo (10% biotítico o muscovítico); también se encuentran clastos de gneis anfibólico y esquistoso, granito y cuarzo blanco. La matriz contiene menos del 5% de material más fino que arena. Aproximadamente el 2-3% de los clastos muestran facetas estriadas, y su eje mayor está orientado formando una fábrica, la cual se interpreta como paralela al flujo de los glaciares (SCHUBERT, 1979). El Till de Mucubají fue depositado como morrenas laterales y frontales, por glaciares que se originaron en la sierra de Santo Domingo, posiblemente durante el último estadio glacial del Pleistoceno, denominado Glaciación Mérida (SCHUBERT, 1974). El till consiste de varios eventos de deposición, de acuerdo con los avances y retrasos sucesivos de los glaciares. Durante la depositación, el clima imperante en la región era periglacial. El till se encuentra en colinas con forma de herradura (morrenas), las cuales llegan a medir más de 100 m de altura. Esta altura refleja el espesor local del till. El contacto inferior de las morrenas es discordante sobre el basamento metamórfico (Grupo Iglesias), y sobre sedimentos glaciales más antiguos (GIEGENGACK y GRAUCH, 1976). Existe un contacto lateral discordante contra el Grupo Iglesias, en la salida de los valles glaciales, cerrados parcialmente por las morrenas. No se han hallado fósiles en el Till de Mucubají. La edad mínima es Pleistoceno tardío, con base en algunas fechas radiocarbónicas de turbas posteriores, depositadas dentro de los arcos morrénicas: 12700 N° 120 y 12659 N° 130 años 14 C.A.P. (GIEGENGACK y GRAUCH, 1976; SALGADO-LABOURIAU et al., 1977). No se ha determinado con certeza su edad máxima, pero por comparaciones con regiones adyacentes de Colombia, se supone que data del último máximo glacial (aproximadamente 1800 años AP). El Till de Mucubají se correlaciona con morrenas similares, en otros valles andinos (Morrenas de La Culata, Complejo Morrénico de Piedras Blancas y Morrenas de Batallón). También puede correlacionarse tentativamente en Colombia, con el tercer nivel de till (Drift 3) de la sierra Nevada del Cocuy (VAN DER HAMMEN et al., 1980-1981) y con las morrenas del Estadio Mamancanaca, en la sierra Nevada de Santa Marta (GANSSER, 1955). VÁLIDO MUCUCHACHÍ, ASOCIACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero) Estados Táchira, Mérida y Trujillo. 744 El nombre Serie de Mucuchachí fue empleado por CHRIST (1927), para designar esquistos arcillosos negros, a veces calcáreos o silíceos, ligeramente metamorfizados, expuestos cerca del pueblo de Mucuchachí, estado Mérida. OPPENHEIM (1937-a,b) utiliza la misma terminología. KEHRER (1938-a,b) señala la conveniencia de considerar la Serie Río Momboy, de LIDDLE (1928),como perteneciente a la misma secuencia litológica que la Serie Mucuchachí de CHRIST. KUNDIG (1938-b) emplea el nombre Serie Mucuchachí en su texto en inglés, y el de grupo en la versión en castellano (1938-a). SUTTON (1946) y GONZÁLEZ DE JUANA (1951-a), citan la unidad con rango de grupo. PIERCE (1960) la asigna al Devónico y la subdividió en tres formaciones: Remolino, Libertad y Río Momboy, en orden ascendente, cuyas secciones tipofueron descritas por PIERCE et al. (1961). Posteriormente, las compañías SHELL y CREOLE (1964) señalan que las unidades asignadas al Grupo Mucuchachí, son de edad, en parte más antigua o más joven que el Devónico, y no son cartografiables, por cuya razón, recomendaron el rechazo de los nombres de PIERCE (1960) y asignan rango formacional a Mucuchachí. Posteriormente BENNEDETTO (1982) en su zonación tecto-estratigráfica del noroeste de América del Sur la ubica en su zona 3, que comprende la mayor parte de la cordillera de Los Andes de Venezuela y las rocas del subsuelo de la cuenca de Maracaibo; finalmente BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) los incluyen dentro del Terreno Mérida como Asociación Mucuchachí, es decir una unidad litodémica y le asignan edad Paleozoico superior. La localidad tipo se ubica en el camino de Santa Bárbara de Barinas a Mucuchachí, en los alrededores del pueblo de Mucuchachí, estado Mérida, (Hoja Nº 5940, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). La unidad consiste de una secuencia monótona depizarras y filitas finamente laminadas, de color gris oscuro azulado, entre las cuales se intercalan metareniscas. Localmente se presentan metaconglomerados, calizas cristalinas, metaftanitas y rocas volcánicas y piroclásticas félsicas, asociadas a mineralizaciones de Zn, Cu, Pb y Ag en la parte central de la cadena, región de Bailadores, estado Mérida (BELLIZZIA y PIMENTEL, opcit). ARNOLD (1966) considera que el carácter homogéneo de los sedimentos que componen la unidad sugiere condiciones de fondo tranquilo con ausencia de bentos. SHAGAM (1969) señala que las características de la asociación muestran "caracteres de ambiente de sedimentación marina por debajo de nivel de base de olas; la pirita y el material carbonáceo sugieren condiciones anaeróbicas ya sean en cuencas aisladas con acceso restringido a los mares abiertos, o en aguas muy profundas sin corrientes de fondo". SIFONTES y GARCIA (1975) en la región de Bailadores-Guaraque, menciona texturas que indican flujos turbidíticos. La unidad presenta metamorfismo de la facies de los esquistos verdes que localmente aumenta a la facies de la anfibolita. Las compañías SHELL y CREOLE (1964, op cit.), estimaron un espesor promedio de 5000 m. MARECHAL (1983), citando datos de las mismas compañías, menciona espesores comprendidos entre 3000 y 4500 m. La unidad aflora en Los Andes venezolanos, desde las cercanías de San Cristóbal, estado Táchira, hasta cerca de Carache en Trujillo. La unidad suprayace discordantemente a rocas del basamento, Complejo Iglesias e infrayace también en relación de discordancia a rocas de diferentes edades: Paleozoico superior (Sabaneta y Palmarito; del Jurásico (La Quinta) y del Cretácico (Río Negro). 745 Se mencionan restos de braquiópodos, briozoarios, bivalvos, corales rugosa solitarios y artejos de crinoideos. BENNEDETTO, (1980) cita la presencia de braquiópodos prodúctidos y chonetidos, gasterópodos, bivalvos, fenestellidos y corales solitarios. El cuadro paleontológico se completa con el hallazgo de plantas fósiles identificadas como Stigmaria ficoides, Lepidophylloides sp. (PHEFFER KORN, 1977). El conjunto faunal y los niveles plantíferos indican una edad carbonífera, no más antigua que el Misisipiano. Una datación por el método Rb/Sr en una metalava de la Asociación Mucuchachí, dio una edad de (350 Ma., cerca del límite Devónico-Carbonífero (ETCHART y CORDANI, 1981 en BELLIZZIA y PIMENTEL, op cit.), y una isocrona (Rb/Sr) en roca total en metapelitas, estableció 289 10 Ma., (MARECHAL en BELLIZZIA y PIMENTEL., 1994, op cit.). La unidad es correlacionable con la parte superior del Grupo Cachirí en Perijá en parte, con las formacionesCaño Indio y Río Palmar (parte) y se le considera equivalente a las Asociaciones Los Torres, Río Momboy, El Águila, Cerro Azul y Tostós de Los Andes de Venezuela. La Asociación Mucuchachí, presenta extensos afloramientos de pizarras que tienen aplicación en la construcción. En la región al sur de Bailadores, estado Mérida, la formación presenta importantes concentraciones de sulfuros masivos con mineralizaciones de cobre, plomo, zinc y plata, los cuales son económicamente explotables. La unidad es sinónima de la Serie Mucuchachí (CHRIST, 1927), Grupo Mucuchachí (PIERCE, 1960). INVÁLIDO MUCUCHACHÍ, FORMACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero) Estados Táchira, Mérida y Trujillo. El nombre Serie de Mucuchachí fue empleado por CHRIST (1927), para designar esquistos arcillosos negros, a veces calcáreos o silíceos, ligeramente metamorfizados, expuestos cerca del pueblo de Mucuchachí, estado Mérida. OPPENHEIM (1937-a,b) utiliza la misma terminología. KEHRER (1938-a,b) señaló la conveniencia de considerar la Serie Río Momboy, de LIDDLE (1928),como perteneciente a la misma secuencia litológica que la Serie Mucuchachí de CHRIST. KUNDIG (1938-b) emplea el nombre Serie Mucuchachí en su texto en inglés, y el de grupo en la versión en castellano (1938-a). SUTTON (1946) y GONZÁLEZ DE JUANA (1951-a), citan la unidad con rango de grupo. PIERCE (1960) la asigna al Devónico y la subdivide en tres formaciones: Remolino, Libertad y Río Momboy, en orden ascendente, cuyas secciones tipo describen PIERCE et al. (1961). Posteriormente, las Compañías SHELL y CREOLE (1964) señalan que las unidades asignadas al Grupo Mucuchachí, son de edad, en parte más antigua o más joven que el Devónico, y no son cartografiables, por cuya razón, recomendaron el rechazo de los nombres de PIERCE(1960) y asignan rango formacional a Mucuchachí. Más reciente BENNEDETTO (1982) en su zonación tecto-estratigráfica del noroeste de América del Sur la ubica en la zona 3, que comprende la mayor parte de la cordillera de Los Andes de Venezuela y las rocas del subsuelo de la cuenca de Maracaibo; finalmente BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) la incluyen dentro del Terreno Mérida y la asignan edad Paleozoico superior. 746 Véase: MUCUCHACHÍ ASOCIACIÓN. INVÁLIDO MUCUCHACHÍ, GRUPO, SERIE PALEOZOICO SUPERIOR Estado Mérida. CHRIST (1927) introduce el nombre de Serie Mucuchachí para designar sedimentos metamorfizados, expuestos en las inmediaciones del pueblo de Mucuchachí, estado Mérida. KUNDIG (1938-b) utiliza el término "Serie" en la versión en inglés, y "Grupo" en la versión al castellano (1938-a). PIERCE (1960) subdivide el grupo en las formaciones Remolino, Libertad y Río Momboy, en orden ascendente, y lo asigna al Devónico. Las Compañías Shell y Creole (1964) demostraron que estas formaciones no son cartografiables, recomendaron su rechazo y asignaron rango formacional a Mucuchachí. Véase: MUCUCHACHI, ASOCIACIÓN. INFORMAL MUCUCHÍES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno?) Estado Mérida. El nombre de Formación Mucuchíes fue publicado por primera vez por GIEGENGACH y GRAUCH (1972), y posteriormente descrito por GRAUCH (1975). Esta unidad aflora en un solo bloque de falla, aproximadamente a 1 km al suroeste de Mucuchíes, estado Mérida. Según (GRAUCH, 1975) la Formación Mucuchíes se compone de areniscas consolidadas de grano grueso a medio, conglomerados de canto y lentes de arcilla verde-grisácea. La estratificación varía entre unos centímetros y más de 1 m de espesor, y muestra estructuras de corte-relleno y estratificación cruzada. La fuente de los guijarros y cantos, es la Formación Sierra Nevada (Grupo Iglesias) y, con base en una comparación con los sedimentos cuaternarios, GRAUCH (op. cit.) sugirió una depositación en un valle angosto con laderas empinadas, probablemente limitado por fallas. Este autor estima que el espesor mínimo es de 200 (?) m. Sólo aflora en un bloque fallado al suroeste de Mucuchíes. La Formación Mucuchíes suprayace discordantemente al Grupo Iglesias (Precámbrico), e infrayace discordantemente a sedimentos cuaternarios. (GRAUCH, 1975) cita análisis palinológicos, sin especificar identificación específica alguna. Con base aestos análisis palinológicos, le asigna una edadMioceno-Plioceno, con probables afinidades pliocenas y sugiere una correlación con la Formación Betijoque. 747 VÁLIDO MUCUJÚN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Mérida. Referencias: Esta formación fue recientemente descrita por GHOSH y ODREMAN (1987), con base a un trabajo de campo realizado durante el año 1979. SHAGAM (1972) publica un mapa de Los Andes venezolanos donde incluye el área del Valle de San Javier en el Cenozoico, sin mayores detalles. Localidad tipo: La Formación Mucujún aflora en la zona del valle de San Javier, ubicada al noreste de la ciudad de Mérida, accesible por la carretera que conduce de Mérida a Tabay. Extensión geográfica: La Formación está restringida geográficamente en la zona del valle de San Javier, ubicada al noreste de la ciudad de Mérida, estado Mérida. Descripción litológica: En su área tipo, la Formación Mucujún está caracterizada por: a) la naturaleza lenticular de las litofacies arenosas y lutáceas, b) ausencia de fósiles marinos, c) abundancia de restos vegetales y carbonáceos, y d) un color moteado de las lutitas y lodolitas. La formación consiste de dos unidades. La unidad inferior arcillosa, caracterizada por una alternancia de lodolitas moteadas muy gruesas (más de 20 m), y delgadas intercalaciones de limolitas lenticulares y raramente areniscas finas. La lodolita moteada contiene abundantes restos vegetales ya carbonizados. Las areniscas, menos comunes que las limolitas, son de dos tipos: unas consisten de múltiples lentes superpuestos y amalgamados de grano medio a grueso; el segundo tipo de arenisca es también lenticular, pero contiene guijarros dispersos en la base, y muestra una tendencia imperfecta de afinamiento hacia arriba. La unidad superior arenosa, además de tener las facies típicas de la unidad inferior, contiene abundantes depósitos de facies proximales al canal fluvial (arenisca conglomerática, arenisca delgada lenticular, limolita y lodolita). En la unidad superior arenosa se han observado, tanto tendencias de afinamiento, como de engrosamiento hacia arriba. Evidencias sedimentológicas indican sedimentación en un ambiente netamente continental. Las diferentes facies en la unidad inferior, por sus características, indican que se desarrollaron principalmente en una llanura de inundación, en un clima húmedo y bien oxigenado. En cambio, las litofacies en la unidad superior, principalmente representan depósitos de canales fluviales, partes proximal y distal de abanico de rotura, dique natural, y en un menor porcentaje, llanura de inundación. Se ha observado un aumento progresivo de base a tope, del porcentaje de arena en la formación. Espesor: En la localidad tipo, la Formación Mucujún tiene un espesor de 610 m aproximadamente. Relaciones de campo: El contacto estratigráfico entre la Formación Mucujún y la infrayacente Formación San Javier, pasa a lo largo del valle de la quebrada La Boba, a la altura de la Colonia Jesuita. En el campo, el contacto preciso entre las dos formaciones no se ha observado. Sin embargo, este contacto puede ser paraconcordante, ya que datos 748 paleontológicos y palinológicos indican un hiatus entre las dos formaciones. Sedimentos recientes del Cuaternario, suprayacen discordantemente a la Formación Mucujún. Fósiles: Entre los restos de fósiles se han observado palinomorfos, tales como Psilatricolporites operculatus, Retitricolporites guianensis, Perisyncolporites pokornyi, Clavaticolpites daimoni, y Jandufouria seamrogiformis (todos identificados por A. FASOLA e I. RAMOS). Edad: Los géneros antes mencionados, en su mayoría tienen un rango de edad entre el Eoceno medio-tardío hasta Plioceno. Sin embargo, la presencia de palinomorfos tipo Clavatricolpites daimoni, indica una edad Mio-Plioceno. La asociación discordante con la infrayacente Formación San Javier de edad Eoceno, también corrobora la interpretación anterior. Correlación: La Formación Mucujún es correlacionable con las formaciones Palmar y parcialmente con la Formación Isnotú, La correlación está sustentada por una serie de características como son: el color rojizo moteado, abundancia de restos vegetales, facies netamente fluviales y la evidencia palinológica. INVÁLIDO MUCUPATÍ, SERIE PALEOZOICO-MESOZOICO (Cretácico) Estado Mérida. CHRIST (1927) describe capas de tipos variables, expuestas a lo largo del río Mucupatí en la zona meridional del estado Mérida, las cuales considera infrayacentes a su "Serie de Palmarito", de edad supuestamente Carbonífero; por consiguiente, asignó las capas al Devónico (?) con el nombre de "Serie de Mucupatí". Autores posteriores han demostrado que la sección incluye capas del Carbonífero y del Cretácico en contacto de falla, que representan respectivamente a las formaciones Sabaneta y Río Negro de uso actual (OPPENHEIM, 1937-a, b; KEHRER, 1937-a, b, 1938-a, b; GONZALEZ DE JUANA, 1961-a), y por consiguiente el término se considera inválido. INVÁLIDO MUGROSA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Colombia. Este término colombiano fue mencionado por YOUNG et al. (1956); su empleo se considera inválido en Venezuela, donde su equivalente más estrecho es la Formación Peroc. Véase: PEROC, FORMACIÓN. 749 INVÁLIDO MUNDO NUEVO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Monagas. Este nombre fue publicado por BORGER (1952) en el campo petrolífero de Quiriquire, y posteriormente por YOUNG et al. (1950). DUSENBURY (en LEV, 1956) intenta formalizar el término, sin tomar en cuenta la sinonimia existente con la Formación Caratas, y aplica conceptos cronoestratigráficos en su definición. ROSALES (1960) muestra la unidad como litoestratigráficamente equivalente a las areniscas inferiores de la Formación Caratas, pero especifica que se trata de un sinónimo en desuso de la Formación Caratas en su totalidad, introduce el nombre de Miembro Ventarrón para designar las areniscas inferiores. SALVADOR (1964-b) resume el caso y recomienda rechazar el empleo del nombre Mundo Nuevo. VÁLIDO MUNDO NUEVO, MIEMBRO (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Aptiense) Estado Sucre. Referencias: MACSOTAY et al, (1985), proponen el nombre de Mundo Nuevo para designar la secuencia detrítica del Cretácico temprano, con caracteres litológicos fuertemente distintivos de la Formación Barranquín. Esta unidad se caracteriza, por estar constituida por rocas resistentes a la erosión, tales como litoarenitas, subgrauvacas gradadas negras y calizas alodápicas gris a azul oscuro, en capas submétricas. Este miembro se encuentra en forma de escamas tectónicas, la sección tipo se propuso en la quebrada Mundo Nuevo, donde aflora un espesor fallado estimado en 600 m La frecuente microfauna y la escasa macrofauna, consiste en fósiles transportados de edad Hauteriviense-BarremienseAptiense temprano. Aparentemente, suprayace al Miembro Picuda de la Formación Barranquín, del que Mundo Nuevo tendría categoría de miembro. Esta turbidita proximal se supone equivalente lateral de la Formación Taguarumo. Véase: BARRANQUIN, FORMACIÓN; PICUDA, MIEMBRO y TAGUARUMO, FORMACIÓN. INFORMAL MURAGUATA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío?) Estado Miranda. 750 SEIDERS (1965) introdujo el término Formación Muraguata, para designar una faja de rocas predominantemente filítícas, que yacen discordantemente sobre la Formación Urape en la quebrada Muraguata, 5 km al noroeste de Caucagua, distrito Acevedo del estado Miranda. (Hoja N° 6946, escala 1:100.000, Cartografía Nacional); además, afloran en el río Merecure y en la quebrada Aragüita al noroeste de Santa Lucía. La roca más abundante es una filita oscura, calcárea o no, con cantidades subordinadas de filitas gris verdoso a verde claro, calizas grafíticas finamente cristalinas, arenisca pura, feldespática, calcárea, gris claro y rocas metavolcánicas. El espesor no ha sido especificado y su edad no ha sido determinada. Debido a la definición incompleta presentada por SEIDERS (op. cit.), la unidad se considera como informal. INVÁLIDO MURGUA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Anzoátegui. El término Formación Murgua fue propuesto por CAMPOS et al., (1980) para una secuencia constituida por arcillas limosas o arenáceas, varicoloreadas, con lentes de areniscas impuras y conglomerados intercalados en las areniscas arcillosas. El contacto superior con la Formación Guaribito fue descrito por dichos autores como una discordancia angular, visible en la carretera San José de Guaribe-Río Casupo, muy cerca del sitio conocido como vuelta Grande; el contacto inferior con la formación Quebradón es interpretado como discordante. CAMPOS et al., (op. cit.) consideran que la Formación Murgua pasa gradual y lateralmente a lo que ellos denominaron Formación El Pilar. VIVAS y MACSOTAY (1989) consideran que los afloramientos incluidos en la Formación Murgua por CAMPOS et al.,(op. cit.) presentan las mismas características litológicas del Miembro Salomón de la Formación Quiamare y por ello proponen eliminar por sinonimia el nombre Formación Murgua puesto que el término Miembro Salomón tiene prioridad. INFORMAL MURI, ARENA DE (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. DE SISTO (1962) muestra la Arena Muri, en la base del intervalo de las Arenas "L" de la Formación La Pica, en los campos de Muri y Santa Bárbara. El término ha sido usado por la Sinclair Oil and Refining Co. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. 751 N INFORMAL "N", CALIZA (Formación Tigre) MESOZOICO Cretácico: Turoniense) Estado Guárico. En los campos petrolíferos de Guárico, el Miembro Infante de la Formación Tigre se conoce con el nombre informal de Caliza "N", publicado originalmente por PATTERSON y WILSON (1953). Véase: TIGRE, FORMACIÓN. INFORMAL NAIGUATÁ, METAGRANITO DE PRE-MESOZOICO? Estado Miranda y Distrito Federal. JAHN (1921) menciona la existencia de granito en el pico Naiguatá. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) ubican en su mapa un cuerpo de granito en las cabeceras del río Naiguatá, en la fila Maestra. DENGO (1950) menciona este tipo de roca, que encuentra como cantos rodados en las quebradas que drenan del pico Naiguatá. WEHRMANN (1972) en su mapa geológico delimita un cuerpo de metagranito en las cabeceras del río Naiguatá, basándose para ello en el hallazgo de cantos rodados de esta roca en el río y la expresión fotogeológica del cuerpo. Más recientemente GARCÍA et al. (1995) y SABINO y URBANI (1995) cartografían y estudian petrográficamente estas rocas. El nombre fue introducido en el trabajo de recopilación geológica del flanco sur del macizo de El Ávila de URBANI et al. (1997). La localidad tipo se encuentra en la fila Maestra de la cordillera de La Costa en las cercanías del pico Naiguatá, Distrito Federal y estado Miranda (Hoja N° 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Es un cuerpo alargado en dirección este - oeste a lo largo de la fila Maestra de la cordillera de La Costa, desde Puertas de Hércules hasta un poco antes del pico Naiguatá (SABINO y URBANI, 1995). WEHRMANN (1972) basándose en interpretación fotogeológica, extiende este último cuerpo hasta unos 2 km al norte de la fila Maestra y señala una mineralogía de cuarzo (36,5%), feldespatos (37), biotita (11,5), muscovita (7,5), epidoto (5), clorita (2,5) y trazas de apatito, turmalina, zircón, hematita, magnetita y granate; igualmente señala que cantos rodados de metagranito se ubican en diversas quebradas y ríos, deduciendo que puede haber una amplia variedad de este tipo de rocas, desde granodiorita hasta monzonita. GARCÍA et al. (1995) y SABINO y URBANI (1954) al estudiar el cuerpo ubicado entre Puertas de Hércules y el pico Naiguatá señalan que la roca es un meta-leucosienogranito de grano medio con ligera gneisosidad. La mineralogía promedio es de feldespato potásico (45%), cuarzo (35), plagioclasa - albita (15), biotita (2) y trazas de epidoto, muscovita, esfena, granate y hematita. Esta 752 metamorfizado en la facies de los esquistos verdes, zona de la biotita. Por su ubicación rodeado de rocas del Complejo Ávila se considera de edad pre-Mesozoico. INFORMAL NARANJA, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. FUNKHOUSER et al. (1948), publican originalmente el término Miembro Naranja, para designar el cuarto, en orden descendente, de los siete miembros informales en que subdividieron a la Formación Oficina, en el área mayor de Anaco, Anzoátegui central. Litológicamente, consiste en lutitas físiles color gris lutitas y areniscas interlaminadas, areniscas y calizas delgadas y lignitos. El espesor varía entre 375 y 549 m. DE SISTO (1959), lo correlacionó con las arenas I-4 a L-4 de la Formación Oficina, en el área mayor de Oficina, Anzoátegui central. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. VÁLIDO NARICUAL, FORMACIÓN CENOZOICO:(Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) Estados Anzoátegui y Miranda. Referencias: El nombre Naricual fue publicado originalmente como "Naricual Coal Measures" por GARNER (1926). GONZÁLEZ DE JUANA y AGUERREVERE (1938-a, b) describen una secuencia carbonífera en detalle, pero la incluyeron en la Formación Merecure sin dividir. HEDBERG y PYRE (1944) dividen la Formación Merecure en dos miembros inferiores, Los Jabillos y Tinajitas, lateralmente equivalentes y uno superior, Naricual, suprayacente a ambos. HEDBERG (1950 a) eleva la unidad a rango de grupo y sus miembros a formaciones, y señala que las lutitas no-marinas en la parte inferior de la Formación Naricual, gradan hacia el este a las lutitas marinas de la Formación Areo. EVANOFF (1951) emplea el nombre de "Formación Batatal", para designar areniscas carboníferas expuestas a lo largo del frente de montañas de Guárico, que autores recientes han considerado como extensión de la Formación Naricual (PEIRSON, 1963; salvador, 1954-b) Estas mismas capas fueron incluidas parcialmente por HEDBERG (1950-A) en su "Formación Caño Dulce", término actualmente inválido. (VIVAS y CAMPOS, 1977). Localidad tipo: Cercanías del pueblo de Naricual, Anzoátegui nororiental; incluye afloramientos en el valle del río Naricual, en las minas de carbón y a lo largo de las carreteras de la región. Excelentes secciones de referencia se encuentran en las quebradas 753 El Baño, Río Negro y Madre Vieja en la región de Batatal (estado Miranda) VIVAS y CAMPOS, (1977). Extensión geográfica: La formación aflora en las montañas al sureste de Barcelona, estado Anzoátegui, y a lo largo del frente de montañas de Guárico. En el subsuelo se extiende hacia el este a los campos petrolíferos de Santa Bárbara-Jusepín, estado Monagas (LAMB y DE SISTO, 1963). Descripción litológica: En la sección tipo la formación se divide en tres partes, a base principalmente de la concentración de estratos carboníferos de grado comercial en la parte media. La parte inferior se compone predominantemente de lutitas carbonáceas y limolíticas y forma valles. Las partes media y superior contienen mayor cantidad de areniscas resistentes que forman lomas. VIVAS y CAMPOS (1977) las describen en la región de Batatal, con espesores hasta de 17 m y de grano fino tipo "sal y pimienta" y capas de carbón. Las capas de carbón han sido estudiadas en detalle (GONZÁLEZ DE JUANA y AGUERREVERE 1938-a, b; BELLIZZIA y MARTÍN BELLIZZIA 1961) y divididas en los "paquetes" carboníferos de Aragüita, Mallorquín y Santa María en la región de Naricual (VIVAS y CAMPOS, 1977) consideran que las condiciones sedimentarias de la Formación Naricual son de aguas someras con probable desarrollo de ambiente pantanoso que estaría representado por capas de carbón. PEIRSON (EN LEV, 1965) con base a microfauna, la ubica en ambientes de agua salobre, algunas de estas capas indican baja salinidad similar a la que predomina en las bahías y lagunas costeras. Espesor: En su región tipo la Formación Naricual tiene 1730 metros de espesor; adelgaza hacia el este por transición a lutitas marinas de las formaciones Areo, infrayacente y Carapita suprayacente. En el sector Santa Bárbara-Jusepín el espesor es de pocos centenares de metros; al norte de Quiriquire desaparece casi por completo (LAMB, 1964b). En Guárico se mencionan espesores de 380 a 480 metros. En la región de Batatal (estado Miranda), se midieron espesores que oscilan entre 80 a 350 metros. Relaciones de campo: En la zona tipo las lutitas arenosas de la Formación Naricual suprayacen concordantemente a las areniscas de la formación Los Jabillos; hacia el este gradan a la Formación Areo, que infrayace a la Formación Naricual con un contacto concordante y diacrónico. Hacia el oeste, en la subcuenca de Guárico, la Formación Naricual suprayace a las lutitas de la Formación Roblecito en forma semejante. Las unidades suprayacentes a la Formación Naricual, todas en contacto concordante y en parte transicional y diacrónico, son de oeste a este, las formaciones Quebradón, Capiricual, Capaya y Carapita. En el subsuelo hacia el sur la Formación Areo desaparece por acuñamiento y la Formación Naricual se hace arenosa e indistinguible de la Formación Los Jabillos, por cuya razón se aplica el nombre de Formación Merecure (modificando el rango del Grupo Merecure en este sector, aunque la línea de demarcación no se ha establecido definitivamente). Fósiles: Restos bien preservados de plantas; pero no se han publicado estudios detallados. En Guárico ("Formación Batatal") SELLIER DE CIVRIEUX (1951) mencionó 754 foraminíferos de aguas salobres, tales como Miliammina fusca y Ammobaculites nummus. MACSOTAY (1977) identificó en muestras de la carretera de La Costa Turritella cf. adivinanzensis Harris Turritella cf. larensis Hedson, Saccella saibana (Marks), Nukula sp. y Trigoniocardia (Maury); que indican edad Mioceno temprano. Edad: Oligoceno a Mioceno temprano, a base de la zonación con foraminíferos planctónicos de las formaciones Areo y Roblecito, infrayacentes y Carapita suprayacente. Correlación: Por transición lateral la Formación Naricual se correlaciona hacia el oeste (subcuenca de Guárico) con la parte superior de la Formación Roblecito e inferior de la Formación Quebradón, hacia el sur (campos de Anaco) con la Formación Merecure y hacia el este con las formaciones Areo y Carapita. CAMPOS et al., (1980) la correlacionan con el Miembro Galera en el área de Ortiz-El Pao. Importancia económica: Las capas de carbón se explotan comercialmente tanto en Naricual como en el estado Miranda y son de excelente calidad. VÁLIDO NAVAY, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Maestrichtiense) Estado Táchira. Referencias: KEHRER (1938), emplea por primera vez el término bajo el nombre de Facies Navay, para designar una secuencia predominantemente arcilloso-ftanítica que aflora en los andes surorientales. LIDDLE (1946) sugiere que la distribución de las diversas facies surandinas de la Formación La Luna, incluyendo la "facies Navay", pudiese depender de su ubicación sobre antiguos altos del basamento. RENZ (1956) se refiere a la misma facies como "facies de lutita silícea" que posteriormente, en 1959, llamó Formación Quevedo, y describió una lutita gris oscuro lo suficientemente distintiva en la base, a la cual llamó lutita de La Morita. PIERCE (1960), retiene el nombre propuesto por KEHRER (op. cit.), pero eleva la unidad a rango de formación. KISER (1961), sugiere descartar este término, basado en que la unidad es fácilmente divisible en dos partes, exactamente correspondientes a la Formación Quevedo y a la Lutita de La Morita, definidos por RENZ (op. cit.), y a lo insuficiente de la descripción de PIERCE (op. cit.) para una definición formal. GAENSLEN (1962), propone retener el nombre de Formación Navay, dividida en dos miembros: Quevedo (inferior) y La Morita (superior) uso que es todavía vigente. VON DER OSTEN (1966), señala que lo que se ha denominado Formación Quevedo, suprayacente a La Morita, abarca litológicamente a la secuencia llamada Facies Navay de la Formación La Luna por KEHRER (1938). KISER (1967), de nuevo emplea el nombre de Quevedo y La Morita con rango formacional en el área de Guanarito. FEO-CODECIDO (1972), vuelve a considerar los dos miembros como formaciones y abandona el nombre de Formación Navay. GARCÍA JARPA et al. (1980), describe a la Formación Navay, e incluye en ella a los miembros Quevedo y La Morita, así como a la Formación Burguita del 755 subsuelo. RUSSOMANNO y VELARDE (1982), CHIGNÉ (1985, 1997), y LOAIZA y HERNÁNDEZ (1990) realizaron estudios geoquímicos de la formación. SÁNCHEZ y LORENTE (1977), describen ambientes de sedimentación. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), al igual que FEO-CODECIDO (op. cit.) utilizan miembros como formaciones, y no describen a la Formación Navay. KISER (1989) describe las variaciones litológicas de la secuencia hacia la parte venezolana de la cuenca de Los Llanos, el área de Burgua y en algunos pozos del área fronteriza con Colombia. MOYA et al. (1989), describieron brevemente la Formación Navay, con sus miembros La Morita y Quevedo, en el subsuelo del campo Guafita, estado Apure. Localidad tipo: Río Navay, afluente del río Doradas, en la vertiente sureste de la sierra Cuchilla de Navay, al norte de la población de San Joaquín de Navay, distrito Libertador del estado Táchira (Hoja N° 5839, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La sección tipo del Miembro Quevedo está a 2 km al noroeste de la quebrada Quevedo y a 3 km al noroeste de Santa Bárbara (RENZ, op. cit.). La sección propuesta para el Miembro La Morita, situada en la quebrada Agua Fría, 36 km al noreste de La Morita, no se considera ideal (RENZ, op. cit.). Extensión geográfica: Aflora en la región nororiental de Los Andes (RENZ, 1959) y posee extensión regional en el subsuelo de la cuenca de Barinas (FEO-CODECIDO, 1972). KISER (1988) menciona su extensión en el subsuelo, desde los pozos Burgua hasta el arco de El Baúl y en el área fronteriza de Guafita-La Victoria-Caño Limón-Arauca. En el piedemonte del flanco surandino, la facies Navay está presente entre el río Socopó y el río Doradas, en donde la litología de la secuencia es intermedia entre la facies Navay y la facies La Luna. En el frente de montaña de la depresión Táchira, ocurre la misma transición entre las dos facies. Hacia el noreste, área Altamira-río Calderas, la facies es netamente de la Formación La Luna. Descripción litológica: PIERCE (1960), la describe en la localidad tipo como compuesta de lutitas silíceas, duras, quebradizas, amarillo claro a crema y a blanco; pardo claro a gris claro, y algunas ftanitas lenticulares, pardo claro, y lutitas calcáreas, carbonáticas, gris a gris oscuro. Como constituyentes menores de la formación, se presentan areniscas lenticulares de grano angular, calcáreas a silíceas, pardo claro a gris claro. En afloramientos, las lutitas carbonáceas se meteorizan y lixivian a lutitas gris a pardo. Signos característicos son su fina laminación, restos fosfatizados de peces (vértebras, escamas y espinas), común glauconita, las ftanitas y una relativamente fácil correlación de electrofacies a través de la cuenca. Ha sido dividida, en orden ascendente, en la lutita "N" (Miembro La Morita") y "M" al "I" (Miembro Quevedo). Tiende a ser mas arenosa hacía arriba; se vuelve muy arenosa hacia el escudo de Guayana y la cuenca Los Llanos. En el afloramiento, la formación se meteoriza comúnmente a colores gris claro, blancuzco, beige, marrón claro y con una textura silícea porosa. KISER (1961), describe la parte inferior (La Morita) como compuesta de lutitas arcillosas suaves, gris claro a oscuro, con abundancia local de restos de peces y la sección suprayacente (Quevedo) como compuesta de lutitas silíceas, calizas silíceas y ftanitas con 756 areniscas, lutitas y limolitas interestratificadas Los estratos silíceos son más comunes en los intervalos "M", "J" y "K". RENZ (op. cit.) señala que en los alrededores de Libertad, aparecen capas de caliza y de concreciones, indicándose su transición lateral a la Formación La Luna. FEO-CODECIDO (1972), afirma que el Miembro La Morita es de ambiente marino moderadamente profundo, hacia el flanco suroriental cambia a ambiente de aguas marinas menos profundas, indicado por una secuencia casi enteramente arenácea. KISER (1988) menciona que la presencia de radiolarios, en este mismo miembro, sugiere profundidades mayores de 300 m. De acuerdo a SÁNCHEZ y LORENTE (1977), el Miembro Quevedo "se depositó a lo largo de una línea de costa, con numerosas desembocaduras de ríos que formaban estuarios", de aguas salobres, y bien oxigenadas entre el límite de baja marea y la región litoral. Espesor: En la localidad tipo, el espesor es de 940 m (PIERCE, 1960), y de 610 m en el área de Burgua (KISER, 1988). Tiende a aumentar rápidamente al acercarse al surco de Uribante, y se acuña hasta extinguirse hacia el sur de Apure y la cuenca de Los Llanos colombianos (KISER, op. cit.), así como localmente sobre el arco de Mérida. En el área de Guanarito, la unidad ha sido totalmente erosionada en el área de los pozos 15-G-401A, 502, 503, 504 y 505 (KISER, op. cit.). En los campos de Guafita y La Victoria, la formación mide unos 125 m de espesor de los cuales, 20 m son de La Morita, menciona 240 m en la sección tipo. PIERCE (1960). El Miembro La Morita tiene un espesor de 12 a 18 m en los pozos de Barinas (VON DER OSTEN, 1966), 150 m en el área de Burgua (BU-3; RENZ, 1959) y 180 m en la sección tipo de la quebrada Agua Fría. El espesor promedio es de 26 m (FEO-CODECIDO, 1972). El Miembro Quevedo tiene un espesor de 91 m en los campos de Silvestre y Sinco (FEOCODECIDO, op. cit.); 200 m en el área de Burgua (BU-3; RENZ, op. cit.), y está totalmente ausente por truncamiento en el área de Guanarito, o erosionada por completo en la región central del campo Hato (FEO-CODECIDO, op. cit.). Relaciones de campo: El contacto con el Miembro Guayacán es brusco, y se coloca en la primera caliza por debajo de las lutitas de La Morita (KISER, op. cit.). El contacto del Miembro Quevedo con la Formación Burgüita suprayacente, se ha postulado concordante y transicional en la quebrada Batatal (GAENSLEN, op. cit.), aunque en subsuelo, aparentemente existe una discordancia local menor entre ambas unidades (FEOCODECIDO, 1972). Fósiles: PIERCE (1960), menciona la presencia de abundantes restos de peces, ostrácodos y radiolarios; los restos de peces pertenecen a especies de la familia Clupeidae. PIERCE y WELLS (1956), mencionan el hallazgo de huesos de grandes reptiles marinos, correspondientes a mosasaurios comparables con el Tylosaurus o el Plesiotylosaurus del Cretácico tardío, en la Facies Navay en Santa Bárbara de Barinas. El mismo autor reporta, además, amonitas, camarones y cangrejos y los foraminíferos planctónicos Siphogenerinoides sp., Globigerina sp. y Gümbelina sp. RENZ (1959), menciona la presencia de Globotruncana fornicata (Plummer) en lutitas de La Morita (pozo Burgua-3) y 757 de amonites (Barroisiceras sp.) en la quebrada Escandalosa; SÁNCHEZ y LORENTE (1977), confirman la presencia de los restos de peces ya mencionados como Gasteroclupea sp., parecida a G. branisae, de la familia Clupeidae, plantas similares a Laurácea longeva; crustáceos de la familia Callianassidae, de la subfamilia Hexaponidae del género Callianassa LEACH, del infra orden Brachyura, foraminíferos (Lituolidae?), equinodermos y crinoideos. BERMÚDEZ (en KISER, 1988) identifica en el río Suripa, foraminíferos y en la quebrada Escandalosa Bulimina sp., Ammobaculites sp., además de Inoceramus sp. y Barroisiceras sp. KISER (op. cit.) menciona asimismo, la presencia en el pozo Capitanejo-1, de foraminíferos tales como Anomalina redmondi. Porodiscus cretaceus y Rugoglobigerina rugosa. RAMOS et al., (en KISER, op. cit.), estudian la flora y la fauna de la Formación Navay, en las secciones de la Vueltosa (río Caparo) donde identificaron palinomorfos y en Borde Seco (río Camburito), estado Táchira, encontraron, además de la flora anterior, Retidiporites magdalensis, Paleocysto–dinium punctatumy Proxapertites cursus. ARNSTEIN et al. (1993) identificaron, en el pozo Sarare Norte-1X, Miembro Quevedo, a los palinomorfos: Inaperturopollenites sp., Dinogymnium acuminatum, Droseridites senonicus, Deltoidopora mesozoica y D. minor; del Miembro La Morita, vieron a D. mesozoica, D. senonicus, Todisporites minor, Granulatisporites sp., Inaperturopollinites sp. y Ariadnaesporites complex. Finalmente, HELENES et al. (1994) estudiaron núcleos de pared del pozo Turunos-1X, en donde identificaron dinoflagelados e interpretan un hiatus de unos 1,5 M.a a 3341 m (base de La Morita) y una superficie de máxima inundación a 3295 m (emr). El intervalo 32863231 m (emr) contiene, entre 3259 y 3261m (emr), Canningia senonica, Subtilisphaera pirnaensis, Oligosphaeridium pulcherrimum, más la ausencia de Andalusiella sp. Edad: En la quebrada Escandalosa, la edad del Miembro La Morita es Coniaciense (RENZ, 1959), confirmado por la presencia del foraminífero Globotruncana fornicata que VAN HINTE (1976) considera de edad Coniaciense. MONROY y VAN ERVE (en KISER, op. cit.) consideran en conjunto a las formaciones Escandalosa y Navay dentro de la superzona palinológica V y VI (Turoniense-Maestrichtiense), en los pozos de Guafita-La Victoria, La flora y fauna estudiados por RAMOS et al., (en KISER, op. cit.) en el área del río Caparo, ubican al Miembro La Morita en el Coniaciense-Maestrichtiense y al Miembro Quevedo en el Maestrichtiense. Los datos de HELENES et al. (1994) indican un rango de edad entre el Turoniense tardío y el Campaniense, lo cual parece más lógico en vista del hiatus en el contacto Navay-Burgüita y el control más preciso de los dinoflagelados. Si se acepta algo de diacronismo en las litofacies, la edad de Navay sería Coniaciense a Campaniense. Correlación: GAENSLEN (1962), establece correlación entre el Miembro La Morita y la parte inferior de la Formación La Luna, así como el Miembro Quevedo y la parte media y superior de esta misma formación. FEO-CODECIDO (1972), establece además, correlación del Miembro La Morita con la parte basal del Miembro Guavinita de la Formación Tigre (Guárico), y el Miembro Quevedo con el Miembro Guavinita ya mencionado. RENZ 758 (1959) y KISER (op. cit.) sugieren que el Miembro Quevedo es equivalente a la ftanita del Táchira, y La Morita, al Miembro Timbetes de la Formación La Luna. Sugiere además, correlación con miembros informales del Cretácico en la cuenca de Los Llanos colombianos. Importancia económica: FEO-CODECIDO (1972), afirma que algunas zonas productoras de hidrocarburos de los campos de Silvestre y Sinco en el estado Barinas, corresponden a las rocas del Miembro Quevedo. Las lutitas del miembro La Morita son el sello vertical de algunos yacimientos petrolíferos cretácicos en Barinas y Apure. CARDENAS (1985), menciona reservas de fosfato de 20 millones de toneladas, en areniscas fosfáticas del Miembro Quevedo, en el área de Los Monos, Táchira suroriental. Sinonimia: La Formación Esperanza, nombre informal, es sinónimo de la Formación Navay y Burgüita. Dentro del término Esperanza, la unidad "N" de ésta corresponde al Miembro La Morita, y las unidades "I, J, K, L y M" corresponden al Miembro Quevedo, todas consideradas informales (1972). INFORMAL NAVET, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Trinidad. El pozo profundo PCPX-3, perforado en el campo de Pedernales, penetró margas de colores claros, interestratificadas con limos arcilloso-calcáreos del Eoceno tardío. Estas capas son muy semejantes a la parte superior de la Formación Navet de Trinidad, y se diferencian litológicamente de su correlativa en Venezuela oriental, la Formación Caratas, por cuya razón se les ha designado con el nombre Navet (BARNOLA, 1960; RENZ et al., 1963). VÁLIDO NECESIDAD, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío - Cuaternario: Pleistoceno temprano) Estado Zulia. Referencias: La Formación Necesidad fue definida formalmente por NOTESTEIN et al. (1944) y redefinida por ETCHART (1977). Localidad tipo: Playa Necesidad, río de Oro, aproximadamente a 10 km de su confluencia con el río Catatumbo, en la frontera con Colombia. Extensión geográfica: Entre el río Aricuaisá al norte y el río Tarra al sur, y entre campo Rosario al este y la quebrada 5 de Julio al oeste. 759 Descripción litológica: De la base al tope, la Formación Necesidad, en su sección tipo, consiste en: 9,5 m (máximo) de arcilla y arcilla limosa gris claro a gris celeste, muy homogénea 0,4 a 1,1 m de arcilla y limolita de color rosado a amarillo-rosado, con fuertes variaciones laterales de espesor; lentes (50-80 m de largo y 0,9 a 1,3 m de espesor) de arenisca gruesa, con clastos mayores esporádicos (de cuarzo y líticos) y con una matriz limosa de color gris celeste a pardo muy claro; 2,0 a 3,0 m de limolita y limolita arcillosa de color gris claro a celeste, con laminaciones violeta y una capa superior de limolita y limolita arenosa de color marrón a amarillo oro (ETCHART, 1977). No se han descrito evidencias paleoambientales, excepto que la formación es continental (NOTESTEIN et al, 1944). Espesor: Variable entre 20 y 30 m, no excediendo 40 m. Relaciones de campo: Según ETCHART (1977), es discordante sobre el Grupo Guayabo (Mioceno) y las formaciones León (Oligoceno) y Carbonera (Eoceno), y discordante (angular o por erosión) por debajo de la Formación El Rosario (Pleistoceno). Lateralmente, grada o se interdigita, hacia el norte, con la Formación La Villa (Mioceno). Fósiles: No se han hallado fósiles en esta formación. Edad: Con base en las relaciones de campo, ETCHART (1977) ubica a la Formación Necesidad en el Plioceno tardío-Pleistoceno temprano. Correlación: La Formación Necesidad ha sido correlacionada con las formaciones El Milagro y Carvajal, pero todos los autores coinciden en que es muy difícil hacer correlaciones certeras con la información disponible, (NOTESTEIN et al., 1944; SUTTON, 1946; LEV, 1970 y ETCHART, 1977). VÁLIDO NIRGUA, FORMACIÓN MESOZOICO INFERIOR Estado Yaracuy. Referencias: BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967) publican este nombre con una descripción somera, posteriormente ampliada (1968) para designar una secuencia metamórfica expuesta en el estado Yaracuy, incluida en el Grupo Los Cristales, que consideraron en parte equivalente a la Formación Antímano de la región de Caracas. MORGAN (1966) estudia la región de El Palito, Puerto Cabello y describe las rocas eclogíticas con más detalle. Localidad tipo: No fue designada específicamente. Como sección de referencia se señaló la expuesta a lo largo del río Nirgua, en la serranía del mismo nombre. Otras secciones de referencia afloran en los ríos y quebradas que disectan las serranías de Aroa, Santa María, 760 Nirgua-Tucuragua y el frente montañoso septentrional (Hoja N° 6446, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora extensamente en los estados Lara, Yaracuy, Cojedes y Carabobo. Descripción litológica: Esencialmente, la formación consiste de esquistos cuarzo-micáceos, esquistos cuarzo-micáceos grafitosos, calizas cristalinas macizas, anfibolitas, cuarcitas, esquistos gnéisicos cuarzo-micáceo-feldespáticos y esquistos cuarzo-micáceo-cloritogranatíferos. Las rocas características de la formación son las diferentes variedades de anfibolitas y las calizas macizas cristalinas. Los tipos de anfibolitas son los siguientes: granatífero-clorito-zoisíticos, clorito-epidóticos, cuarzo-epidoto-clinozoicítico-granatíferos; además de estos tipos principales hay afloramientos restringidos de anfibolitas granatíferopiroxénicas (eclogitas) y anfibolitas granatífero-clorito-epidótico-glaucofánicas. Otros tipos de minerales accesorios que se presentan en los anfiboles son: cuarzo, calcita, albita, rutilo, esfena, muscovita, ilmenita, magnetita y pirita, En la unidad se incluyen unos 100 m de espesor de calizas cristalinas marmóreas, que habían sido descritas por BUSHMAN (1959, 1965) con el nombre de Formación Río Abajo, y que hoy se designan Calizas de Río Abajo por constituir una litología local. Espesor: El espesor mínimo alcanza unos 1000 m en los estados Yaracuy y Carabobo. Relaciones de campo: La formación es concordante por encima de la Formación Yaritagua o la Formación Las Brisas; su contacto superior con la Formación Aroa es de transición. Fósiles: BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) señalan la presencia de fósiles (Tintinidos o Calpionelas) de probable edad Neocomiense, en las metapelitas de la formación. Edad: Por su posición infrayacente a la Formación Aroa, correlacionada con la Formación Las Mercedes, la edad de la unidad se considera pre-Cretácico. Correlación: BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967, 1968) correlacionaron parte del conjunto litológico de la Formación Nirgua con la Formación Antímano de la región de Caracas. INVÁLIDO NIRGUA, FASE (Complejo La Costa) MESOZOICO Estado Yaracuy. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1967) introducen este nombre con una descripción somera, que posteriormente amplían (1968) para incluir una secuencia de rocas metamórficas con predominio de rocas anfibólicas en la parte central a norte del estado Yaracuy, incluyéndola en el Grupo Los Cristales. GONZÁLEZ (1972) y BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) continúan su cartografía y amplían su descripción. En el macizo de El Ávila diversos 761 cuerpos de rocas anfibólicas fueron estudiados por DENGO (1950, 1951). OSTOS (1981) definió su "Unidad de esquistos anfibólicos y anfibolitas" que luego fue correlacionado con la Fase Nirgua; BECK (1986) ubica esta unidad en su Franja Costera - Margarita. NAVARRO et al. (1988) redefinen estas rocas como Fase Nirgua. INVÁLIDO NODOSARIA, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. Este término informal se emplea originalmente para designar una sección de la Formación Carapita en el subsuelo, en el campo petrolífero de Jusepín (MENCHER et al., 1951, 1953). Nomenclaturas más adecuadas lo han reemplazado y no se menciona en publicaciones posteriores (YOUNG et al., 1956; RENZ et al., 1963). VÁLIDO "NUMMULITES ENCORDELADOS", ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Estado Guárico. Este término es una traducción del francés de la "Zone á nummulites cordelées", introducida por DE CIZANCOURT (1951) para designar el intervalo que contiene los grandes foraminíferos discoidales de la familia Nummulitidae, “nummulites encordelados”, distinguidos por un borde engrosado complejo o "cordel marginal". Con base a las extensiones de especies individuales, DE CIZANCOURT (op. cit.), subdivide la zona en tres niveles designados "b", "c" y "d" en orden ascendente (siendo el nivel "a" el de las capas infrayacentes sin nummulites encordelados); determinó los niveles "b" y "c" como Paleoceno y "d" como Eoceno temprano. La autora identificó esta zona en las facies arrecifales y de cercanías de arrecife de las formaciones Guárico y Valle Hondo. Según SELLIER DE CIVRIEUX (1956), la Zona de "Nummulites encordelados" se correlaciona con la parte superior de la Zona de Rzehakina-Spiroplectammina del Grupo Santa Anita y la Formación Guárico. INFORMAL NURIA, MANTO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. 762 Este término fue mencionado informalmente por KALLIOKOSKI (1965 a, b) para designar el cuerpo intrusivo de dolerita expuesto en los bordes de la altiplanicie de Nuria, al norte de la población de Tumeremo, estado Bolívar, en relación con la descripción generalizada de las intrusiones más jóvenes de diabasa en la parte norte del escudo de Guayana. Según MENÉNDEZ (1972) la intrusión de forma casi circular, está emplazada en las rocas graníticas del Complejo de Supamo y encierra un área de unos 400 km que constituye la meseta de Nuria, con una altura de 400 m sobre las sabanas circundantes. KALLIOKOSKI (op. cit.), estimó el espesor del manto en unos 320 m y le atribuye forma de platillo con buzamiento centrípeto de unos 20°. Estudios de paleomagnetismo hechos por HARGRAVES (1968), a partir de muestras del manto, tomadas en las cabeceras de la quebrada Caballape, indicaron que su orientación remanente corresponde al grupo de doleritas noríticas precámbricas (con edad isotópica mínima de 1500 Ma.) que intrusionan al Grupo Roraima más al sur. 763 Ñ INFORMAL ÑO PEDROTE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense?) Estado Miranda. CAMPOS et al., (1980) proponen este nuevo nombre formacional, para designar una secuencia de edad Cretácico tardío, que aflora en el área al sur y oeste de El Guapo, estado Miranda. El área tipo son los alrededores del caserío Ño Pedrote, mientras que la sección tipo propuesta está en la carretera El Guapo-Dos Bocas, inmediatamente al sur del contacto con las lutitas de la Formación el Guapo, de edad paleoceno inferior. Según CAMPOS et al., (op. cit.), los 500 metros superiores de la unidad se caracterizan por la intercalación de calizas y lutitas, con algunos lentes tectonizados de areniscas y limolitas arenáceas, con "tubos de gusanos"; las calizas son negras, recristalizadas y se presentan en capas de menos de 50 cm; las lutitas son negras, calcáreas y meteorizan violáceo; son frecuentes hacia la base de este nivel las concreciones calcáreas. En el resto de la formación, predominan las lutitas y limolitas con cantidades subordinadas de areniscas; las lutitas son negras o verdosas "concha de melón", a veces con nódulos ferruginosos y arenáceos; las limolitas son grises y meteorizan a tonos rojizos; las areniscas se presentan en capas delgadas, de color gris claro, grano fino y con cuarzo ahumado. Los autores destacan la naturaleza tectónica de los contactos de esta formación. CAMPOS et al., (op. cit.), estiman un espesor de 2650 m en la sección tipo, pero insistieron en que el mismo está afectado por efectos tectónicos. BERMÚDEZ (en CAMPOS et al., op. cit.) identifica, de la parte superior de la formación, la siguiente microfauna: Marsonella sp., Rugoglobigerina sp., Gyroidina sp., Radiolarios esféricos; Globigerina sp; Ammodiscus sp., Heterohelix sp., de la secuencia basal solamente identificó Globigerina sp. FURRER en CAMPOS et al., (op. cit.), señala la presencia de Heterohelix y Hedbergella. La fauna reportada por BERMÚDEZ (op. cit.), sugiere una edad Cretácico tardío; FURRER (op. cit.), señala que la unidad pertenece, probablemente, al Cenomaniense-Turoniense. CAMPOS et al., (op. cit.), consideran que la parte superior de la Formación Ño Pedrote, de edad Cenomaniense-Turoniense, corresponde a la llamada "Querecual Norte" de otros autores; la parte inferior presumiblemente ha sido cartografiada en trabajos anteriores como Formación Guárico o tal vez Mucaria. 764 O INVÁLIDO OCUMARE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario) Estado Miranda. MENCHER et al. (1951), colocan esta unidad en el Oligoceno tardío, concordante por debajo de la Formación Cumaca del Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano inferior. DUSENBURY (en LEV, 1956) consideró la Formación Ocumare como equivalente a la Formación "Guatire", de edad Mioceno Tardío y/o Plioceno en la región de Santa Lucía. BERMÚDEZ (1966) considera la Formación Guatire restringida a la región de GuarenasGuatire. La Formación Ocumare es sinónimo de la Formación Tuy, en la región de Santa Lucía. Véase: TUY, FORMACIÓN. VÁLIDO OFICINA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Estado Anzoátegui. Referencias: HEDBERG et al. (1947) publican inicialmente el nombre de la Formación Oficina. FUNKHOUSER et al. (1948) diferencian siete miembros dentro de esta formación, en el área de Anaco. HEDBERG (1950) incluye la Formación Oficina dentro del Grupo Santa Inés. MENCHER et al. (1951, 1953) reconocen la Formación Oficina en el campo petrolero de Temblador. PASSEGA (1953,1954), PROBST (1953) y PASSEGA et al. (1955) describen características y naturaleza de las arenas de Oficina. TAYLOR (1962) propone la subdivisión de la Formación Oficina en los miembros Mamey, San Isidro y Unare. CAMPOS et al. (1985) emplean el nombre Formación Oficina, para designar los sedimentos miocenos de plataforma que existen en el área de Quiamare, los cuales han sido incluidos por otros autores, dentro de la Formación Capiricual. ARNSTEIN et al. (1985) destacan que la Formación Oficina de los campos de Anaco y de la subcuenca de Maturín, pertenecen a ciclos sedimentarios diferentes, por lo cual no debe utilizarse un solo nombre formacional. AUDEMARD et al. (1985) se refieren a la Formación Oficina de la faja petrolífera del Orinoco. Localidad tipo: La sección tipo se encuentra en el pozo Oficina N° 1 (OG-1), ubicado en el distrito Freites, estado Anzoátegui. Extensión geográfica: La Formación Oficina ha sido reconocida en el subsuelo de los estados Anzoátegui y Monagas, formando parte de las unidades de la cuenca oriental. 765 Aflora en la superficie de los domos de Santa Ana y San Joaquín y en las cercanías del campo Cerro Pelado. Descripción litológica: HEDBERG et al. (op. cit.), describen la Formación Oficina como una alternancia de lutitas grises, gris oscuro y gris marrón, intercaladas e interestratificadas con areniscas y limolitas de color claro y grano fino a grueso. Componentes menores, pero importantes de la unidad, son las capas delgadas de lignitos y lutitas ligníticas, arcilitas verde y gris claro, con esférulas de siderita, areniscas siderítico-glauconíticas y calizas delgadas con estructuras cono en cono. El material carbonoso es común, y en algunos pozos pueden encontrarse hasta 40 ó 50 capas de lignito, que varían desde pocos centímetros hasta 60 cm de espesor y que son de considerable valor en las correlaciones. Muchas de las areniscas pueden ser llamadas asperones, otras son conglomeráticas, con guijarros de cuarzo y ftanita. En general, las areniscas se hacen más abundantes, de mayor espesor y de grano más grueso hacia la base de la formación. Un conjunto de minerales pesados granatecloritoide, caracteriza la formación en la parte occidental del área mayor de Oficina; sin embargo, el cloritoide disminuye con la profundidad y hacia el este, y así en la parte oriental del área mayor de Oficina, este conjunto granate-cloritoide es reemplazado por el conjunto granate-estaurolita con abundante ilmenita. La Formación Oficina del área de Anaco tiene más lutitas que en el área tipo (FUNKHOUSER et al.; op. cit.) y en el área mayor de Temblador, es más arenosa que en los campos de Anaco y área mayor de Oficina, por su mayor cercanía al borde sur de la cuenca (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). BANKS (1958) indica que el número de las capas de carbón varía desde 75 en el área mayor de Oficina, hasta 120 en el área de Anaco. AUDEMARD et al. (1985) la dividen en tres unidades: la Unidad I (Miembro Morichal del área de Cerro Negro; Formación Oficina inferior en Zuata) caracterizada por areniscas masivas progradantes y la intercalación de lutitas y areniscas transgresivas; la Unidad II (Miembro Yabo del área de Cerro Negro; Formación Oficina media en Zuata) representa una secuencia lutítica con intercalaciones ocasionales de areniscas y limolitas; la Unidad III (miembros Jobo y Pilón del área de Cerro Negro; Formación Oficina superior de Zuata) es una secuencia predominantemente arenosa. La sedimentación de la Formación Oficina se inicia en condiciones de aguas dulces o salobres, continuando con repetidas alternancias de ambientes marinos someros, salobres y pantanosos; en general, las condiciones se hacen más marinas de oeste a este y de sur a norte. HEDBERG (1947), FUNKHOUSER et al. (1948), PASSEGA (1953, 1954), PROBST (1953), PASSEGA et al. (1958) y ALBERDING et al. (1958). GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) Y MÉNDEZ (1985), consideran que la Formación Oficina se sedimentó en un extenso complejo fluvio-deltaico, donde son comunes las arenas lenticulares y de relleno de canales de ríos. CAMPOS et al. (1985,1988) establecen que la Formación Oficina del norte del corrimiento de Anaco, se acumuló en condiciones marinas marginales a neríticas, con una mayor influencia marina en la parte media. Al norte del área mayor de Oficina, puede resumirse como repeticiones de ciclos caracterizados por transgresiones marinas, asociadas a caídas del nivel del mar y progradaciones de la plataforma. Para AUDEMARD et al. (1985) la 766 parte inferior de la Formación Oficina se inicia con una progradación (relleno de paleotopografia) seguida por una transgresión (sistema playa-isla de barrera); posteriormente, se establecen condiciones de costa afuera en las áreas de Cerro Negro y Hamaca, mientras que hacia Zuata, prevalecieron ambientes más restringidos influenciados probablemente por mareas; la formación termina con la instalación de un delta progradante. Espesor: En la localidad tipo, el espesor de la Formación Oficina varia de 610 m a 1220 m (HEDBERG et al. op. cit.). En los campos de Anaco varía entre 2378 m y 3232 m (FUNKHOUSER et al., op. cit.). El espesor de la unidad en el área de Temblador es de 183, que aumenta hacia el oeste (MENCHER et al., 1951). Según GONZÁLEZ DE JUANA et al. (, op. cit.), el espesor de la Formación Oficina aumenta desde los bordes de la cuenca hacia su eje: 220-275 m en Temblador, 600 a más de 1400 m en el área mayor de Oficina, más de 2 000 m en Anaco y unos 1000 m en Anzoátegui nororiental. CAMPOS et al. (op. cit.), mencionan que el espesor de la Formación Oficina en el área de Anaco, es de unos 1997 m el cual disminuye hacia Cerro Pelado, por efectos de la erosión ocurrida antes de la sedimentación de la Formación Las Piedras. Relaciones de campo: El contacto inferior de la formación puede ser discordante sobre unidades cretácicas (HEDBERG et al., op. cit.) o más antiguas (AUDEMARD et al., op. cit.), así como también, concordante sobre la Formación Merecure (FUNKHOUSER et al., op. cit.). ARNSTEIN et al. (op. cit.) reconocen en el pozo SFV-9, al sur del corrimiento de Anaco, la existencia de una discordancia dentro de un intervalo asignado a la Formación Oficina; indican, además, que la Formación Oficina descansa concordantemente sobre la Formación Merecure en los pozos Mata 11-14 y Mata 5-174 de la subcuenca de Maturín. El contacto superior de la Formación Oficina con la Formación Freites, ha sido definido como concordante, por la mayoría de los autores. CAMPOS et al. (op. cit.), señalan que en el campo Quiamare, subyace concordantemente a la Formación Quiamare; y en el campo de Cerro Pelado está discordante bajo la Formación Las Piedras. La Formación Oficina pasa lateralmente a la Formación Carapita y a la parte media y superior de la Formación Chaguaramas (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). Fósiles: FUNKHOUSER et al. (op. cit.), reconocieron los géneros titulares de las zonas informales: Bolivina, Operculinoides. Robulos, Elphidium, Rotalia y Buliminella, los cuales permiten deducir el ambiente sedimentario de la formación, SULEK (1961) indicó que el tope de la Formación Oficina coincide con la extinción del índice zonal de Globorotalia fohsi. GERMERAAD et al. (1968), dentro de su zonación del área del Caribe, establecieron que la Formación Oficina del pozo OG-2 corresponde a las zonas Multimarginites vanderhammeni, Psiladiporites mínimus y Jandoufouria seamrogiformis. CAMPOS et al. (op. cit.) mencionan que muy cerca del tope del Miembro Verde, en el pozo RG-195 S (campo Santa Rosa), se encontró el nannofósil Helicosphaera ampliaperta; igualmente, consideran que la parte inferior de Oficina corresponde a las zonas Globorotalia peripheroronda y Praeorbulina glomerosa, de la zonación de STAINFORTH et al. (1975). AUDEMARD et al. (op. cit.) dentro de la Unidad II, en los pozos MA-107 y CNX-5 del área Cerro Negro, indican la presencia del nannofósil Discoasterexilis; en el pozo CNX-l, dentro de la misma unidad, mencionan la presencia de Globorotalia fohsifohsi; igualmente, 767 y de la misma unidad en los pozos MFA-1S, MA-107, SE-2, SE-14, SE-12 Y PCN-7, destacan la presencia del palinomorfo Verrutricolporites rotundiporis; esta misma zona de palinomorfos fue encontrada dentro de la Formación Oficina Inferior del área de Zuata. ARNSTEIN et al. (1985) mencionan la presencia de las zonas de foraminíferos planctónicos Globorotalia fohsilobata-robusta y Globigerina ampliapertura (zonación de STAINFORTH, 1975), dentro de intervalos asignados a la Formación Oficina en el pozo SFV-9; igualmente, en la Formación Oficina del pozo RZ-50 S, señalan la existencia de las zonas de STAINFORTH et al. (1975) Globigerinatella insueta, Globorotalia kuglieri a Catapsydrax stainforthy y Globorotalia opima opima a Globigerina ciperoensis. LORENTE (1986) reconoce las zonas de palinomorfos Verrutricolporites, Psicadiporites y Crassoretriletes en los intervalos de la Formación Oficina de los pozos Oficina 1 (OG-1X), NZZ-154X, NZZ-159X, Panchita IX y Pariaguán-1X. MULLER et al. (1987; 1985, Tabla I) y siguiendo su zonación para el norte de América del Sur, distinguen dentro de la formación, las siguientes zonas de palinomorfos: zona 26 (Verrutricolporites rotundiporisEchidiporites barbeitoensis); zona 27 (Echitricolporites maristellae – Psiladiporites minimus) y zona 28 (Crassoretitriletes vanraadshooveni). Edad: Mioceno Temprano a Medio, con base al contenido fosilífero. Correlación: La Formación Oficina se correlaciona por transición lateral directa con las formaciones del Mioceno Temprano y Medio, depositadas en diferentes sectores de la cuenca: parte media y superior de la Formación Chaguaramas (subcuenca de Guárico), la combinación de las formaciones Capiricual y Quiamare (norte de Anzoátegui) y gran parte de la Formación Carapita (en LEV, 1970; GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980; CAMPOS et al., 1985). ARNSTEIN et al. (1985), niegan la correlación de lo que se llama Formación Oficina al norte y al sur del corrimiento de Anaco; consideran, además, que la Formación Oficina correlaciona con la parte superior de la Formación Carapita. La Formación Oficina de Zuata y Cerro Negro correlaciona con las unidades I, II y parte de la III descritas por AUDEMAR et al. (1985) en la faja petrolífera del Orinoco. Importancia económica: Las arenas de la Formación Oficina, constituyen los principales yacimientos petrolíferos en la mayoría de los campos de la cuenca oriental. Las lutitas de la unidad han sido consideradas por algunos autores, como posible roca generadora de hidrocarburos (HEDBERG, 1950; MÉNDEZ, 1985). Sinonimia: Oficina, Arenas "A" a "U"; Oficina, Arenas "1" a "13". INFORMAL OFICINA-l a 13, ARENAS (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al., (1947) designan las arenas de Oficina con numeración descendente de 1 al 13, para substituir las letras griegas empleadas anteriormente. DE SISTO (1959) ilustra 768 esta división de la parte superior de la Formación Oficina, pero indica que, en términos regionales, estas arenas se identifican menos fácilmente que las del intervalo infrayacente, ya que ni ellas, ni las lutitas y lignitos intercalados en su mayor parte, son persistentes. Posteriormente, DE SISTO (1960-d) les dio la nueva designación A-1 a A-13, sin referencia a su nomenclatura anterior. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INFORMAL OJEDA, CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Holoceno) Estado Zulia SARMIENTO (1958), divide una secuencia sedimentaria expuesta en la costa oriental del Lago de Maracaibo, en cuatro unidades informales, denominadas, de más antigua a más joven, Unidad B, Unidad C1, Unidad D, Unidad C2. DELGADO (1987) denomina Formación Ojeda, a una unidad sedimentaria de origen fluvial y paludal, constituida por arenas fluviales, limos y arcillas, con tres eventos principales de generación de turbas, que se desarrollaron en las paleocostas orientales del Lago de Maracaibo durante el avance de la transgresión del Holoceno. SCHERER y JORDAN (1988), describen las turbas holocenas de la costa oriental de Lago de Maracaibo, indicando que se desarrollaron durante tres períodos de sedimentación orgánica. JORDAN (1988), realiza un análisis del origen, condiciones de sedimentación y diagénesis de la materia orgánica, con el propósito de determinar tipos de facies orgánicas en la secuencia de turbas que se encuentran en las Capas de Ojeda. Según DELGADO (op. cit.) la localidad tipo se encuentra en las trincheras y pequeñas quebradas del área de inyección de vapor M-6, próxima a Ciudad Ojeda, ubicado en las coordenadas E + 33.00 y S + 42000 km (origen de las coordenadas: Catedral de Maracaibo). La Formación Ojeda se extiende regionalmente por la costa oriental del Lago de Maracaibo y se prolonga hacia el fondo lacustre. DELGADO (op. cit.), indica que en la secuencia de sedimentos no consolidados de las Capas de Ojeda se encuentran cuatro horizontes, los cuales por su distribución regional los considera como miembros, aun cuando realmente son cambios de facies litológicas o litofacies, y los denomina, de la base al tope: Pueblo Viejo, La Morochas, Tamare y Tasajeras. La facies Pueblo Viejo consiste de arcillas y limos con alto contenido de materia orgánica, y se presentan turbas y restos de madera de colores grises oscuros a marrones, según su grado de carbonificación. La litología presente en la costa oriental del lago, presenta un cambio de facies laterales en la sección que se encuentra hacia el centro del lago descrita por SARMIENTO (1958), con una disminución importante de las arenas, e incremento de limos y arcillas ricos en diatomitas, y materia orgánica. En las Capas de Ojeda se presentan depósitos de turba, en diferentes niveles desde la base hasta el tope de la unidad en las líneas de costa lacustre y paludal, mientras que en el lago solo está presente en la base, que corresponde a la facies 769 Pueblo Viejo. En la sección descrita por DELGADO (op. cit.) aparecen tres intervalos importantes: en la base, entre los 15-30 m (facies Pueblo Viejo), en la parte media, entre los 6-12 m (facies Las Morochas y Tamare), y el último intervalo entre los 2-5 m (facies Tasajeras). De acuerdo a SCHERER (1988), los períodos de sedimentación orgánica que dieron origen a las turbas en la unidad se produjeron entre 9250-5000 años A.P, y 15501100 años A.P. La sección estudiada en el lago por SARMIENTO (op. cit.) es de 41 m aproximadamente. En la sección de sierra, en las cercanías del dique, en el área de Bachaquero, llega a sobrepasar los 25 m. La Formación Ojeda suprayace en forma discordante a la Formación El Milagro, y comprende toda .la sedimentación del Holoceno. Sin embargo, aun cuando el tope se considera que corresponde a la finalización del último proceso sedimentario orgánico que originó las turbas (entre 1550-1100 años AP) que se encuentran en la facies Tasajeras, el proceso sedimentario característico ha continuado. SARMIENTO (op. cit.) menciona la presencia abundante de fangos de diatomeas en la sección del lago. DELGADO (op. cit.) menciona la presencia de conchas de pelecípodos, así como evidencias de bioturbación en la facies Las Morochas. JORDAN (1988), describe cuatro "facies orgánicas" basándose en la clasificación morfológica de la materia orgánica, el reconocimiento de los palinomorfos, e indicadores de aspectos de la flora y sedimentos como polen, algas, hongos, esporas, minerales. etc., los cuales utiliza para la reconstrucción paleobotánica de la flora fósil. La sedimentación de las Capas de Ojeda abarca todo el Holoceno. VÁLIDO OJEDA, MIEMBRO (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este nombre fue empleado por SZENK (1959), para designar una de las subdivisiones de la Formación Lagunillas en la parte central del Lago de Maracaibo. Consiste en unos 140 m (410 pies) de espesor de lutitas, arcillas de color gris, gris-verdoso y verde, con frecuentes intercalaciones delgadas de arcilla parda, limolita caolinítica, arenisca caolinítica de grano fino, areniscas pardas con oolitos glauconíticos y lignito. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN INVÁLIDO OJO DE AGUA, CAPAS DE, SERIE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. 770 LIDDLE (1928) empleó este nombre para designar capas del Mioceno Medio a Tardío expuestas en la localidad tipo de Ojo de Agua, en las estribaciones al sur de Dabajuro, estado Falcón. El nombre es homónimo de la Formación Ojo de Agua de Falcón oriental, por cuya razón se considera como inválido. Véase: OJO DE AGUA, FORMACIÓN. VÁLIDO OJO DE AGUA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno Tardío) Estado Falcón Referencias: El nombre fue introducido por SENN (1940), aunque sin describir la unidad. RENZ (en LEV, 1956) la describe por primera vez. Localidad tipo: La localidad tipo se encuentra en el Cerro Ojo de Agua de Pozón, Distrito Acosta, estado Falcón y la sección tipo se encuentra en la continuación hacia el sur de loma Luca, sección tipo de la Formación Pozón RENZ, (en LEV, 1956). (Hoja No. 6448, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Área de Pozón, Distrito Acosta, estado Falcón. Descripción litológica: La formación consiste predominantemente de areniscas micáceas interestratificadas conarcillas, conglomerados, calizas arenosas y nodulares, con ostras y otros moluscos. Se depositó en aguas salobres a marinas muy someras, no lejos de la costa (RENZ, en LEV, 1956). Espesor: El espesor de la formación varía entre 0 y 200 m (RENZ op. cit.). Fósiles: Principalmente semillas de Chara, el foraminífero Ammoniabeccarii y ostreidos. Edad: RENZ (1948) le asigna una edad Mioceno Tardío, aparentemente con base a su fauna de moluscos. Correlación: RENZ (1948) la correlaciona con la Formación La Vela de Falcón. INVÁLIDO "OMUGUENA", FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Táchira. Esta es ortografía errónea, empleada por KEHRER (1956) de Omuquena. 771 Véase: OMUQUENA, FORMACIÓN. INVÁLIDO OMUQUENA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno Tardío) Estado Táchira. SUTION (1946) introdujo este nombre para designar lutitas y areniscas interestratificadas, suprayacentes a lo que llamó "areniscas de Misoa" (Formación Mirador); en el estado Táchira. Posteriormente, SCHAUB (1948) y DUSENBURY (1949) demostraron que este término es sinónimo innecesario de la Formación Carbonera. Pese a su empleo ocasional (MENCHER et al., 1951, 1953; KEHRER, 1956, en parte mal escrito "Omuguena"), en publicaciones posteriores el término ha sido reemplazado por el de Formación Carbonera. Véase: CARBONERA, FORMACIÓN. INFORMAL ONIA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) -Cuaternario (Pleistoceno) Estado Mérida. HEDBERG y SASS (1937) usan el término de Capas de Onia, para designar sedimentos jóvenes en la región sur y central de la cuenca de Maracaibo. DOUGLAS (1938) las elevó al rango de formación. HEDBERG y SASS (op. cit.) nombran la formación, en unos afloramientos en el río Onia, tributario del río Escalante en el estado Mérida (Hojas N° 5841 y 5842, escala 1:100.000, Cartografía Nacional) sin publicar la descripción. MANGER (1938) describen una sección equivalente, en el pozo La Rita, 2 km al este del pueblo de La Rita, Distrito Bolívar, estado Zulia. Esta sección, posteriormente recomendada como sección tipo, por YOUNG (1956), (Hojas N° 5847 y 5947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). En la sección del pozo La Rita, (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980), la Formación Onia consiste en la base al tope de 1,65 m en areniscas y limolitas abigarradas, gris verdoso, de grano grueso a fino, arcillosas, micáceas y friables, localmente con capas calcáreas amarillas, delgadas. Esta sección se correlaciona con las Capas de Onia, por su contenido de minerales pesados metamórficos, 2,30 m de areniscas micáceas friables, de color gris verdoso claro, de grano fino a grueso y angulosos. En éstas, se hallan fragmentos de madera silicificada. Estas areniscas están intercaladas con areniscas pardo-amarillas y limolitas gris claro, las cuales MANGER (op. cit.) consideró como pertenecientes a la Formación El Milagro (Pleistoceno). Aparte de los afloramientos a lo largo del río Onia, esta formación 772 se ha descrito en el subsuelo de los distritos Bolívar, Urdaneta, Baralt y Perijá, del Estado Zulia. En los distritos Perijá y Urdaneta (estado Zulia), HEDBERG y SASS (op. cit.) mencionan hasta 1220 m. de areniscas friables, gris claro, gris blancuzco y verdoso, y arcilitas y limolitas gris claro y amarillo, moteadas a marrón. El espesor de la Formación Onia varía, de 1220 a 95 m., de oeste a este, a través de la cuenca del Lago de Maracaibo. En la sección del Pozo La Rita, la Formación Onia se encuentra en discordancia sobre la Formación La Puerta (Mioceno Tardío). En la parte occidental de la cuenca del Lago de Maracaibo, es concordante y transicional con la Formación La Villa (Mioceno), y en la zona de Maracaibo, se encuentra en discordancia sobre las formaciones La Villa, Lagunillas (Mioceno) y otras más antiguas. El contacto superior es transicional con la Formación El Milagro (Pleistoceno). En el sector de Ceuta y la parte central del Lago de Maracaibo, YOUNG (1960) halló restos de peces y escasos gasterópodos, en la parte superior de la Formación La Puerta (Miembro Timotes) y la Formación Onia suprayacente. Se atribuye a la Formación Onia al PliocenoPleistoceno. La Formación Onia es una de varias formaciones jóvenes no-marinas, en la cuenca de Maracaibo, tales como las formaciones El Milagro, Carvajal y Necesidad. Existe duda sobre su correlación a través de la cuenca. Se conoce que es una formación no-marina. INVÁLIDO ONOTO, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estados Anzoátegui y Guárico. HEDBERG (1950-a) mencionó "calizas densas, delgadas, localmente fosilíferas y de color crema a pardo y limolitas calcáreas (Caliza de Onoto)" en la Formación Quiamare, al oeste de sus afloramientos típicos. El nombre se considera como inválido por ausencia de definición adecuada. Véase: QUIAMARE, FORMACIÓN. INVÁLIDO ONOTO, CAPAS DE LA QUEBRADA MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Miranda 773 Estas rocas fueron descritas por BECK (1986) para referirse a una serie de rocas carbonáticas y conglomerados, ubicados en la quebrada homónima al oeste de Cúa, estado Miranda, ubicándola en su "Napa de Caucagua - El Tinaco". INFORMAL ORBIGNYNA PYREI, SUB-ZONA DE, ("ZONA" DE) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Anzoátegui. RENZ (1957) se refirió a la significación estratigráfica de Orbignyninapyrei en la Formación Vidoño. STANLEY (1960,) mostró una "Zona" de Orbinynapyrei con la anotación "según RENZ (1957) ", aparentemente basada parcialmente en datos inéditos. RENZ (1962) introdujo la Subzona de Orbignynapyrei de su Zona de Cyclammina gracilassoi y mostró los rasgos diagnósticos de ambas unidades en un cuadro sin descripción textual. INVÁLIDO ORBITOIDEOS, SEGUNDO NIVEL DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. TASH (1937-a) empleó este término para designar calizas orbitoideas lenticulares, que según autores posteriores corresponden al Eoceno medio y forman parte de la Formación Misoa (SUTTON, 1946; VAN RAADSHOVEN, 1951; GONZALEZ DE JUANA, 1951-c). Véase: MISOA, FORMACIÓN. VÁLIDO ORBITOLINA TEXANA, ZONA DE MESOZOICO: (Cretácico temprano) Estado Zulia. La presencia de Orbitolina en rocas del Cretácico temprano en varias regiones de Venezuela se ha reconocido desde hace muchos años. Sin embargo, no se utilizó el fósil para designar formalmente una zona faunal, hasta que SMITH (1951) señaló su "Zona de Orbitolina texana" en la parte media de su caliza de Cogollo, en los campos petrolíferos de La Paz y Mara, estado Zulia. La forma de Orbitolina conocida en Venezuela ha sido designada con diversos nombres específicos y de variedades, pero la mayoría de los autores actuales concuerda en llamarla 774 Orbitolina cóncava (Lamarck) var. texana ( Roemer ) [HEDBERG 1937-a,b]. No obstante, HOFKER (1963) la identificó con sus "formas II, III" de Orbitolina lenticularis (Blumenthal). A pesar de que su presencia estratigráfica está controlada principalmente por el ambiente sedimentario, es un fósil índice de gran utilidad en Venezuela, debido a su extensa distribución geográfica y limitada extensión estratigráfica vertical. Abundan las referencias a la presencia del género. Entre otros, RENZ (1959) mencionó la "Zona de Orbitolina" en la parte inferior de su Formación Peñas Altas (Formación Aguardiente de otros autores), parcialmente equivalente a la Formación Apón de Zulia occidental. KEY (1960) mencionó la presencia de Orbitolina texana en su "miembro Apón medio", en la región entre Alturitas y Mara. En Venezuela oriental la presencia de Orbitolina en la Formación El Cantil ha sido descrita en diversos trabajos sobre la estratigrafia del Cretácico. En Venezuela la aparente extensión de Orbitolina cóncava var. texana es Aptiense tardío a Albiense medio (HEDBERG, 1937-a, b; ROD y MAYNC, 1954; RENZ, 1959; HOFKER, 1953). INVÁLIDO ORÉGANO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estados Monagas y Anzoátegui. HEDBERG (1950-a) introdujo este término "provisionalmente, en espera de aclaración posterior de sus relaciones estratigráficas". Posteriormente, SALVADOR (1964-b) lo consideró innecesario, debido a que las capas en cuestión pueden atribuirse en parte a la Formación Carapita y en parte a la Formación Uchirito. INVÁLIDO ORITAPO, DIORITA MESOZOICO Distrito Federal. SANTAMARÍA (1972) y SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974, 1975), utilizan, informalmente, este nombre para designar las rocas dioríticas que afloran en el cauce medio del río Oritapo, Distrito Federal. SANTAMARÍA (op. cit.) colecta dos muestras de la metadiorita como cantos rodados del río, las analiza geoquímicamente y determina su edad por K/Ar en biotita, con resultados de 76,0 ± 3,9 y 77,0 ± 4,0 Ma respectivamente. Estas rocas corresponden al Complejo de Todasana formalmente descrito por URBANI y QUESADA (1969, 1972). Véase: TODASANA, COMPLEJO DE 775 INVÁLIDO OROCUAL, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. LIDDLE (1946) mostró las capas de Orocual en un cuadro de correlación y mencionó la Formación Orocual sin descripción, aparte de indicar su presencia en el subsuelo del campo de Orocual, en Monagas septentrional, y su edad Plioceno. Aparentemente el término es un sinónimo inválido de la Formación Las Piedras. Véase: LAS PIEDRAS, FORMACIÓN. VÁLIDO OROCUÉ, GRUPO (FORMACIÓN) MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense)-CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Colombia. Referencias: El término Formación Orocué fue publicado originalmente por CUSHMAN y HEDBERG (1941) sin describir la unidad, la cual fue formalmente descrita como Grupo Orocué por NOTESTEIN et al., (1944), en la concesión Barco, Colombia, SUTTON (1946), consideró un contacto discordante entre las formaciones Catatumbo y Barco y recomendó descartar el Grupo Orocué, debido a que incluía formaciones a ambos lados de una discordancia Cretácico-Eoceno. Algunos autores adoptaron este criterio errado. La Caribbean Petroleum Co., (1948) emplea el término Formación Tercer Carbón, nombre utilizado por LIDDLE (1928), en lugar del Grupo Orocué. SCHAUB (1948) acepta el término Angostura de SUTTON, como equivalente al Tercer Carbón. WEINGEIST (LEV, 1956), y SALVADOR (1964), usaron el término Grupo Angostura corno equivalente solo a las formaciones Barco y Los Cuervos. RENZ (1961) y SVIP, (1963) retuvieron el término Grupo Orocué como válido, sin descartar el uso de Angostura. BRONDJIK (1967) puso fin a la sinonimia indeseable entre Angostura y Orocué, en su revisión de la nomenclatura del Paleoceno-Eoceno en la cuenca de Maracaibo, descartando el nombre de Angostura por superfluo y recomendando retener el término Orocué en el sentido original de NOTESTEIN et al., con la salvedad de emplear Formación Orocué en las áreas donde sea difícil la diferenciación de las tres formaciones, concretamente "...en la parte suroeste de Los Andes y a lo largo de la sierra de Perijá, hasta el macizo de El Palmar o El Totumo, en el norte". BOESI et al., (1988), estudian el grupo en el frente norandino, en la sección del río Lobaterita, al oeste de San Juan de Colón, reconociendo las facies Barco y Los Cuervos, y excluyendo a la Formación Catatumbo, a la cual denominan "Unidad Transicional" entre el Cretácico y el Terciario. MÁRQUEZ y MEDEROS (1989), hacen un estudio sedimentológico muy detallado del grupo en varias secciones, entre los ríos Lobaterita (Táchira) y Chama (Mérida), determinando sus ambientes de sedimentación. FIERRO y USECHE (1985) estudian las formaciones del grupo en la región El Nula-Sarare estado 776 Táchira. BAR y PEÑA (1985), estudian el potencial carbonífero del grupo en Santo Domingo, Táchira. Localidad tipo: Cerca de la población de Orocué, al oeste de la concesión Barco. Descripción litológica: El Grupo Orocué, es una secuencia de 500 a 600 m de espesor de lutitas, arcilitas y areniscas alternantes, encontrándose además alguna veta de carbón que dividide el grupo en las formaciones Catatumbo, Barco y Los Cuervos, según la nomenclatura introducida por OLSON (NOTESTEIN et al., op. cit). Sinonimia: Formación Tercer Carbón (LIDDLE, 1928) Véanse: CATATUMBO, FORMACIÓN; BARCO, FORMACIÓN y LOS CUERVOS, FORMACIÓN. VÁLIDO ORONATO, GNEIS PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: MENÉNDEZ, (1972) designa con este nombre a una de las unidades gnéisicas del Complejo de Supamo que aflora en la parte oeste de la región de Guasipati, estado Bolívar. Localidad tipo: Río Yuruari, (estado Bolívar) 5 km al oeste de la desembocadura del río Oronato. (Hoja Nº 7738, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Esta unidad tiene extensión local, al oeste de la región de Guasipati donde ocupa el núcleo de un pequeño domo, que aflora en el río Yuruari. Descripción litológica: La unidad consiste en gneises cuarzo—feldespático-biotiticos bandeados en capas de diferente granularidad y con espesores variables entre 10 cm y 2 m, que suelen estar separados por láminas muy ricas en biotita. El bandeamiento está definido por la diferente concentración de biotita de grano fino en láminas de pocos milímetros hasta algunos centímetros de espesor. Los gneises alternan con menor proporción de capas localmente lenticulares de anfibolitas y gneises hornablendicos y exhiben textura granoblástica; las láminas de biotita de grano fino están orientadas paralelamente al bandeamiento por granularidad, el cuarzo consiste hasta el 50% de las bandas de grano fino y la plagioclasa hasta el 70% de las bandas de grano grueso. La mineralogía más común es como sigue: plagioclasa (40-70%), microclino (5-15%), cuarzo (10-50%). Ocasionalmente contiene hornablenda azul verde (10-15%), epidoto (1-10%), moscovita (0-5%). Ambiente tectónico y petrogénesis: Las rocas cíe la unidad han sido metamorfizadas bajo las condiciones de la subfacies cianita-almandina-muscovita de la facies de la anfibolita 777 almandínica; el paralelismo de las láminas ricas en biotita con las capas de anfibolita, además de su riqueza en cuarzo, sugieren su derivación supracortical sedimentaria o volcánica (MENÉNDEZ, 1972), aunque no es descartable un origen ígneo para la unidad (KLAR, 1978, en MENÉNDEZ, 1994; 1995). Relación de campo: El Gneis de Oronato está envuelto por una zona de migmatitas que la separan de rocas del Grupo Carichapo al este y de las trondhjemitas del Complejo de Supamo al oeste. Edad: Precámbrico. Como parte del Complejo de Supamo se le asigna una edad mínima de 2000 Ma. (MENÉNDEZ, op. cit.). Una edad de cristalización de 2100 Ma, si las unidades son de origen ígneo o una edad máxima de 2300 Ma, en la fuente, si son de origen sedimentario, por su correlación con los gneises de Santa Cruz y de Las Cosoibas, por estudios en circones de estas unidades hechas por KLAR, 1978 (en MENÉNDEZ, 1994; 1995). Correlación: La unidad es litológicamente semejante a los gneises de Santa Cruz y de Las Cosoibas, constituyentes también del Complejo de Supamo. INVÁLIDO ORTIZ, ARENISCAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Guárico. LIDDLE (1928) introdujo este término con definición imprecisa, ampliada posteriormente por KAMEN-KAYE (1942). SELLIER DE CIVRIEUX (en LEV, 1956) intentó formalizar más la unidad mediante la descripción detallada de una sección tipo. Sin embargo, SALVADOR (1964-b) la consideró como un desarrollo especialmente arenoso de la Formación Guárico, cuya categoría de miembro local seria justificable, pero inconveniente debido al empleo conflictivo del nombre Ortiz en el pasado. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. INVÁLIDO ORTIZ, "SERIE FLYSCH DE" CENOZOICO (Terciario: Paleoceno?-Eoceno) Estado Guárico. SELLIER DE CIVRIEUX (en LEV, 1956) presenta extensos artículos titulados ORTIZ, "FLYSCH SERIES" y ORTIZ, "SERIE FLYSCH DE"; ambos términos son traducción del término francés de "la serie de facies flysch d' Ortiz", introducido por CIZANCOURT (1951). Además de ser sinónimo de la Formación Ortiz de LIDDLE (1928), el término es 778 inaceptable en la forma citada, ya que una serie es una unidad cronoestratigráfica y no litoestratigráfica, por lo cual se considera como inválido. El nombre se aplicó a parte de la Formación Guárico, intermedia entre sus facies arrecifal y de flysch. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. INVÁLIDO ORTIZA, FACIES MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. KEHRER (1938-a, b) dividió la secuencia cretácea expuesta en Los Andes sur-orientales en cuatro "facies" de litología básica diferente, vagamente definidas, que nombró Ortiza (calcárea), Navay (ftanítico-arcillosa), Santa Bárbara (ftanítico-arenosa) y Quiú (arenosaarcillosa). Según PIERCE (1960), estas unidades carecen de valor práctico en estratigrafia detallada, ya que no son delimitables y gradan indefinidamente entre sí; sólo retuvo a la facies Navay, que redefinió con categoría de formación. Las tres unidades restantes de KEHRER se consideran como inválidas por su definición insuficiente, desuso prolongado, y designación indebida (toda vez que "facies" no es un término estratigráfico aceptado). INVÁLIDO ORUMO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. HEDBERG y SASS (1937-a, b) describieron las capas eocenas expuestas en el aislado sinclinal de Manuelote, Zulia noroccidental. Llamaron Formación Mostrencos a la parte inferior arenosa, y Formación Orumo a la parte superior lutítica. Aunque algunos autores han retenido el empleo local de estos nombres (YOUNG et al., 1956; RENZ, 1961; SVIP, 1963), otros los han considerado innecesarios por designar capas directamente equivalentes a varias formaciones eocenas en la región del lago de Maracaibo (SUTTON, 1946; MILLER y SANJUÁN, 1963). BRONDIJK (1967-a) señaló la conveniencia de incluir varias formaciones nombradas con anterioridad (incluyendo Mostrencos y Orumo) en la Formación Misoa, por ser sinónimas de ésta. Véase: MISOA, FORMACIÓN. VÁLIDO ORUPE, FORMACIÓN 779 MESOZOICO (Paleoceno? Eoceno?). Estado Cojedes. Referencias: La Formación Orupé fue descrita originalmente por RENZ y SHORT (1960) como unidad eocena de extensión localizada entre San Carlos y Tinaco, estado Cojedes. MENÉNDEZ (1965) describe un afloramiento de la formación más al este, a lo largo del rumbo estructural y PEIRSON et al., (1966) analizan su posición. La ortografía correcta del nombre es Orupe sin acento. Localidad tipo: Colina arqueada, conocida con el nombre de Galera pequeña, 9 km al noreste de San Carlos, estado Cojedes. El nombre proviene del río Orupe que atraviesa los afloramientos tipo. Extensión geográfica: Los afloramientos descritos hasta la fecha se limitan a una compleja zona de fallamiento, de unos 40 km de longitud, a lo largo de un rumbo aproximado esteoeste, con centro en El Tinaco, estado Cojedes. Descripción litológica: En su localidad tipo la Formación Orupe comprende una unidad inferior de areniscas muy micáceas de grano variables entre fino y guijarroso, y una unidad superior de conglomerado de peñas, intercalados con lutitas limolíticas a guijarrosas. Más al este, MENÉNDEZ (1965) mencionó conglomerados similares, que pasan hacia arriba a areniscas y limolitas. Espesor: En la localidad tipo los espesores de las areniscas inferiores y los conglomerados superiores son de 230 a 200 m respectivamente. Al este de El Tinaco se señala un espesor parcial de 250 m. Relaciones de campo: La Formación Orupe suprayace con marcada discordancia a rocas más antiguas que incluyen rocas de basamento del Complejo de El Tinaco y calizas de la Formación Querecual. En las peñas y peñones de los conglomerados se identifican fragmentos de estas unidades y de la Formación Mucaria. El contacto superior se desconoce, debido a los efectos de la erosión y a la complejidad estructural. Fósiles: RENZ y SHORT (1960) mencionan la presencia de especies paleocenas de Globorotalia en diferentes localidades, aunque observan que en un caso se encuentran mezcladas con especies más jóvenes de probable edad Eoceno tardío. Edad: Dudosa. Según RENZ y SHORT (1960) la unidad corresponde al Eoceno superior, basados en que los microfósiles del Paleoceno probablemente son redepositados. MENÉNDEZ (1965) muestra la formación como físicamente infrayacente a la Formación Guárico del Paleoceno, y postula una falla de plano de estratificación para explicar la aparente inversión. PEIRSON et al., (1966) consideraron la unidad como Paleoceno. Correlación: Al considerar su edad como Eoceno tardío, RENZ y SHORT correlacionan la Formación Orupe con las calizas de Peñas Blancas, desarrolladas más al este (SVIP, 1963). Sin embargo, esta correlación no puede considerarse como firme mientras no se disponga 780 de mayores detalles sobre la microfauna. Según PEIRSON et al., (1966), su posición estratigráfica es dudosa; con base a la litología general, prefirieron correlacionarla con, o hasta incluirla en la Formación Guárico. INVÁLIDO "OSA", FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. Este término es versión errónea de La Osa, empleada por CORONEL y RENZ (1960) en sus ilustraciones. Véase: LA OSA, FORMACIÓN. 781 P INFORMAL "P-2" y "P-5", ARENAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Delta Amacuro. BARNOLA (1960), describe las arenas petrolíferas de la Formación La Pica en el campo de Pedernales, y usa los términos informales "P-2" y "P-5", para referirse a dos intervalos dentro del Miembro Pedernales, principal productor de petróleo del campo. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. INFORMAL PADAMO GRANITO DE PRECAMBRICO Estado Amazonas. GAUDETTE y OLSZEWSKI (1985) designan con este nombre a un granito distintivo que aflora a lo largo del río Orinoco, entre Tamatama y el río Ocamo, y a lo largo de los ríos Ocamo y Padamo, en el estado Amazonas. El granito es de grano grueso, porfídico, conteniendo cuarzo de tinte azulado, dos feldespatos (el feldespato potásico como fenocristales grandes), biotita, hornablenda y epidoto. Es común el fuerte cizallamiento y trituración de granos así como una vaga foliación local. En un diagrama de isocrona de este granito presentado por GAUDETTE y OLSZEWSKI (op. cit.), se señala que la baja relación isotópica (Rb/Sr) inicial (0.7059) implica una fuente en el manto superior o en la corteza inferior. Además, dichos autores creen que esta baja relación isotópica combinada con la carencia relativa de metamorfismo del Granito de Padamo, implican que la isocrona les está dando la edad de la intrusión, concluyendo que tal granito representa probablemente un intrusivo sintectónico tardío. La edad isotópica de la unidad es del orden de 1805 ± 60 Ma. VÁLIDO PAGÜEY, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Estado Barinas. Referencias: PIERCE (1960), introduce formalmente este nombre para indicar a "todos los estratos de edad eoceno post-Gobernador que afloran en la cuenca de Barinas, incluyendo el miembro de Calizas de Masparrito...". VON DER OSTEN (1966) excluye de la Formación Pagüey a las Calizas de Masparrito, y divide informalmente a Pagüey en un 782 miembro inferior lutítico-arenoso (la zona-"D") y un miembro superior lutitico; incluye en su miembro superior lutítico a areniscas convencionalmente incluidas en la base de la Formación Parángula. SCHUBERT (1968) describe tres tipos litológicos de Pagüey en la región de Barinitas-Santo Domingo. FEO-CODECIDO (1972) mantiene las Calizas de Masparrito como el miembro basal de Pagüey, igual que PIERCE (op. cit.). CAMPOS (1977) extiende la formación al área del rio Tucupido para incluir sedimentos que METZ (1960) incluía en su "Complejo de Morador", y comenta que la unidad basal de SCHUBERT (op cit.) pertenece a la "Formación Masparrito". Durante años, la equivalencia entre las secuencias Gobernador-Pagüey de la cuenca de Barinas y la secuencia MisoaPaují de la cuenca de Maracaibo fue puesta en duda debido al uso casi exclusivo de foraminíferos bentónicos para determinar sus edades respectivas. La literatura abunda en el uso indiscriminado en Barinas de ambas nomenclaturas (QUARFOTH y CAUDRI, 1961; KISER, 1967 y ZAMBRANO, 1968). FURRER (1971) demuestra en forma concluyente la equivalencia lito y bioestratigráfica entre las dos secuencias, con base a estudios de los foraminíferos planctónicos de las lutitas de Pagüey y Paují. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) sintetizan los datos publicados hasta esa fecha, y tratan de reconciliar la discrepancia, sobre el ambiente depositacional, entre FURRER (op. cit.: batial euxínico) y MUÑOZ (fide CAMPOS, 1977: desembocaduras de ríos y deltaico). KISER (1989-a) interpreta la interposición discordante del ciclo Oligoceno entre Pagüey/Cobre y Parángula en gran parte de la cuenca de Barinas-Apure. AGUASUELOS (en KISER, 1997) propone dividir a la formación en tres miembros, en forma ascendente: Arandia, La California e Higüerones y discutieron sus fósiles y posibles edades. Localidad tipo: PIERCE nombra el curso medio del río Pagüey, distrito Bolivia del estado Barinas, como sección tipo. Ya que esa sección está muy fallada, FIERRO (1977) propuso la secuencia de la quebrada Bellaca inferior como sección tipo, por ser menos fallada, mas completa y de más fácil acceso. Extensión geográfica: Pagüey está presente en el subsuelo en el estado Portuguesa desde su interdigitación con Cobre hasta el arco El Baúl y el pozo Guarumen-1S, y desde el área de los pozos Nutrias hasta el flanco surandino. En la superficie, ha sido cartografiado en la gran cuña terciaria plegada y fallada desde el río Bumbúm hasta las cercanías de Guanare, y desde el frente de montada hasta la falla Soledad-Yacambú. Descripción litológica: Se distingue, tanto en el subsuelo como en la superficie, por la característica predominancia de lutitas marinas grises a negras, duras, astillosas, bien laminadas, muy foraminíferas y con niveles comunes de nódulos sideriticos y, incluso, ftaníticas. En el subsuelo (VON DER OSTEN, 1966), la parte inferior, de unos 130 m de espesor, consiste en una secuencia cíclica de lutitas que gradan hacia arriba a limolitas y areniscas de grano fino. Estos ciclos arenosos se trazan lateralmente hacia el suroeste a lentes de la Formación Cobre en la zona de interdigitación de las dos litofacies. Los 250 m. superiores del campo Sinco son casi totalmente lutitas. En la superficie, PIERCE (1960), observa que "Areniscas grises claras a grises azuladas, ocasionalmente petrolíferas, en capas delgadas a medianas, de grano fino a medio, lutolíticas macizas y limolitas y lutitas en estratos irregulares constituyen una gran parte de la formación". En la parte superior, las areniscas son "ferruginosas, carbonáceas, ocasionalmente calcáreas, grises a grises oscuras, 783 frecuentemente meteorizando a pardo, de grano fino a medio, lajosas y con rizaduras; éstas alternan con lutitas y limolitas fosilíferas, en estratos irregulares, grises oscuras a negras". FURRER (1971) le asigna a Pagüey un ambiente "de mar abierto a profundidades no menores a las de la zona nerítica exterior y posiblemente batial superior a media". CAMPOS (1977) interpreta ambientes variables "desde francamente marinos (miembro inferior) a mixtos marinos y continentales (miembro superior)". Espesor: PIERCE (1960) mide un espesor máximo no-fallado de 1913 m en la sección tipo. VON DER OSTEN (1966) encontró 350-445 m en el campo Sinco. AGUASUELOS (en KISER, 1990) estima 2200 m para Pagüey en el área Calderas-Altamira-Río Yuca, de los cuales unos 500 m pertenecen al "miembro Arandia", 1000 m al "miembro La California" y 700 m al "miembro Higüerones". Regionalmente, el espesor remanente de Pagüey aumenta, desde el area mayor Sinco-Silvestre, hacia el norte y noreste, en dirección del surco de Trujillo al este del lago de Maracaibo. Desaparece al suroeste por interdigitación con la facies arenosa de la Formación Cobre. Relaciones de campo: El contacto inferior con el Miembro Masparrito de la Formación Gobernador es concordante, variable y transicional sobre cierto intervalo vertical; se ubica en el tope de la primera caliza o arenisca del tope de Masparrito. En la ausencia de las calizas de Masparrito, se coloca en la primera arenisca del tope de Gobernador. En el área del campo Mingo, este contacto es arbitrario, ya que las lutitas basales de Pagüey se reemplazan con areniscas tipo Gobernador. Al suroeste, las lutitas de Pagüey se interdigitan con las areniscas de la Formación Cobre, ubicándose el contacto en una amplia zona de orientación nor-noroeste a través del área Calzada-Lechozote-Bumbúm. El contacto superior de Pagüey es una discordancia angular regional. Al sur y sureste del campo Mingo y en el depocentro de Capitanejo está cubierta erosionalmente por el Miembro Arauca de la Formación Guafita (equivalente de la Formación Carbonera). Desde el campo Mingo hacia el norte, noreste y noroeste, descansa discordantemente por debajo de la Formación Parángula, relación que continua a través del afloramiento, aunque la angularidad no siempre es evidente. Fósiles: La formación tiene una prolífica flora y fauna, tanto bentónica como pelágica. Con especies diagnósticas de edad, FURRER (1971) ubica la formación en la zona Orbulinoides beckmanni (Porticulasphaera mexicana) e identifica a: Globorotalia lehneri Hantkenina dumblei, G. spinuloinflata, Truncorotaloides rohri, G. spinulosa. Pseudohastigerina micra, G. centralis, Chilogüembelina martini Orbulinoides beckmanni, Globigerapsis index. Además de estos, PIERCE (1960) menciona, exclusivo de las calizas Masparrito, a: Foraminiferos: Globorotalina crassata, Gümbelina venezuelana, Operculinoides kugleri, Lepidocyclina (Pliolepidina) pustulosa. Macrofósiles: Raetomya cf. schweinfurthi, R. falconensis, Mactra (Mactrotoma) sp., Crassostrea cf. Samanensis. Edad: FURRER (1971), refuta la identificación de Bulimina jacksonensis y descarta a Lepidocyclina (Pliolepidina) pustulosa como índices del Eoceno tardío: afirma positivamente la edad de Pagüey como Eoceno medio, OSUNA et al. (1995) concluyen que las partes inferiores y media de Pagüey son del Eoceno medio (parte superior), pero que el 784 "miembro Higüerones" se extiende desde el Eoceno medio (parte superior) hasta el Eoceno tardío (parte inferior), basado en los macrofósiles arriba indicados. Correlación: Esta formación es equivalente bio y litoestratigráfico de la Formación Paují de la cuenca de Maracaibo. Es crono-equivalente de las partes superiores de Misoa y Mirador en la cuenca de Maracaibo, de las formaciones Caratas y Navet, de Venezuela oriental y Trinidad, respectivamente, y de la parte media del Grupo Carenero de Margarita. Se descartan la equivalencia con las formaciones Jarrilal, Roblecito y Carbonera, de edad Eoceno tardío, indicada en el LEV, (1970). Importancia económica: En el campo Mingo, en donde las lutitas están desplazadas por areniscas del litotipo Gobernador, algunas areniscas basales de la Formación Pagüey producen cantidades comerciales de petróleo. Sinonimia: Nombres usados anteriormente para referirse a las lutitas de Pagüey, han sido invalidados. Estos son: Altamira, El Mene, Paují, Zapa, Mederos y lutitas de Masparrito. VÁLIDO PALMAR, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Estado Trujillo. Referencias: SUTTON (1946), introduce el término Formación Palmar; posteriormente, SCHAUB (1948), describe con más precisión la unidad y objetó la ambigüedad de SUTTON al mencionar capas continentales con restos de plantas, y capas marinas con foraminíferos, estas últimas de la Formación León. TRUMP y SALVADOR (1964); RAMIREZ y CAMPOS (1972) estudian la unidad en en estado Táchira. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) recopilan la información existente hasta la fecha. KISER (1988), la estudia en los pozos La Victoria-Guafita. Localidad tipo: A lo largo del río Buena Vista, inmediatamente debajo de la aldea de Mesa Palmar, entre los 700 y 1050 m, aguas abajo del cruce del camino Monte Carmelo-Las Pavas, estado Trujillo. Extensión geográfica: La unidad se presenta a lo largo del frente norandino de Mérida y Táchira, extendiéndose a la parte sur y suroeste de la cuenca de Maracaibo, a través de la depresión del Táchira, hasta la frontera colombiana, frente a la cordillera Oriental. Al este, aflora en el flanco sur de los andes merideños, desde los altos de Brujas-La Ceiba, hasta el depocentro de Capitanejo. Descripción litológica: SUTTON (1946), describe las capas basales como areniscas masivas a bien estratificadas, con marcas de rizaduras y fósiles vegetales, el resto de la descripción de la unidad no ha sido aceptada, ya que incluye elementos de las formaciones León e Isnotú. TRUMP y SALVADOR (1964), describen la Formación Palmar cerca de 785 San Antonio, Táchira occidental, como areniscas de grano fino y colores claros en capas medianas a espesas, intercaladas con lutitas del tipo de la Formación León. GONZÁLEZ DE JUANA, et al. (1980), describen la unidad como compuesta por arcillas moteadas de rojo, marrón-oliva y verde oscuro, localmente arenosas, duras, carbonosas y con restos de plantas y madrigueras de crustáceos rellenas con arena, intercaladas con areniscas gris claro, de grano fino a localmente conglomeráticas, mal escogidas, friables, micáceas y carbonosas. Las lutitas son duras, de color gris oscuro a negro, a veces carbonosas y fosilíferas. Algunas capas delgadas de lignito se presentan dispersas en la sección. RAMIREZ y CAMPOS (1972), indican que la unidad, en las inmediaciones de La GritaSan Cristóbal, consiste en una intercalación de areniscas, limolitas y lutitas. Las areniscas son amarillentas a gris claro, con meteorización parda y manchada de óxido de hierro. Las lutitas y limolitas son grises. KISER (1988), menciona que en los pozos La VictoriaGuafita, el primer intervalo molásico, considerado equivalente de la Formación Palmar, consiste en 40-60% de areniscas y arenas amarillentas a blancas, no consolidadas, de grano fino a medio, mal a bien escogidas, poco piríticas, 35% de arcilla amarilla, crema, marrón, rojiza, abigarrada, pastosa; 5% de limolita moteada marrón rojiza, amarilla y trazas de ftanita detrítica y esquistos. En opinión de GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), el ambiente de la Formación Palmar en el área tipo, se puede inferir como variable entre lagunal, salobre y marino somero, pero estos autores no indican en qué se basan sus apreciaciones; SCHAUB (1948) indica que la fauna marina señalada por SUTTON (1946), pertenece a la Formación León. Espesor: En la localidad tipo se midieron 570 m, en Mérida 790 m y 1300 m en Táchira. RAMIREZ y CAMPOS midieron 300 m en la carretera La Fría-Seboruco. Relaciones de campo: La Formación Palmar es concordante y transicional sobre la Formación León, menos al noreste, donde suprayace discordantemente a unidades más antiguas. Su contacto con las lutitas de la Formación León, se coloca en la base de las areniscas prominentes inferiores extremes de la secuencia. En Trujillo, la Formación Palmar es discordante sobre la Formación Paují. En los sitios donde se evidencia un claro cambio ascendente a capas dominadas por arcillas carbonáceas, usualmente abigarradas, este intervalo superior se incluye en la Formación Isnotú. Fósiles: TRUMP y SALVADOR (1964), mencionaron un conjunto faunal sin especificar, el cual indica una edad Oligoceno tardío a Mioceno medio. La lista de moluscos marinos provenientes de lutitas negras presentados por SUTTON (1946), no es aconsejable de usar, ya que SCHAUB, ha indicado que pertenecen, por lo menos en parte, a la Formación León, KISER (1988). Hasta el presente no se ha encontrado microflora en la Formación Palmar en el subsuelo de Apure. Edad: Con base a su posición estratigráfica, se le asigna una edad de Mioceno temprano a medio. 786 Correlación: El nivel post-León, pre-Isnotú de la Formación Palmar, indica en términos generales, una correlación con las secuencias La Rosa-Lagunillas y el Grupo El Fausto más al norte. La unidad representa, y es gradacional, a la parte basal del Grupo Guayabo sin subdividir, en la región fronteriza con Colombia. INVÁLIDO PALMAREJO, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Anzoátegui. LIDDLE (1928) emplea estos nombres para designar afloramientos restringidos de capas eocenas al noroeste de Maracaibo, estado Zulia. El nombre sido abandonado desde hace mucho tiempo, en favor de la nomenclatura más precisa basada en correlaciones del subsuelo. INVÁLIDO PALMARITO, ARENISCAS, CALIZA DE, GRUPO, SERIE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Mérida. La denominación "Serie Palmarito" fue empleada originalmente por CHRIST (1927), quien la atribuye al Carbonífero. KUNDIG (1938-a, b) se refiere al Grupo Palmarito. KEHRER (1938-a, b) menciona indistintamente la caliza o capas de Palmarito. GONZÁLEZ DE JUANA (1951) resume lo conocido sobre la unidad a la cual asigna rango de formación. HEA y WHITMAN (1960) introducen los términos de areniscas "Palmarito" y caliza "Palmarito" para referirse a sedimentos permo-carboníferos expuestos al norte del río Palmar en la Sierra de Perijá. Véase: PALMARITO, FORMACIÓN. VÁLIDO PALMARITO, FORMACIÓN PALEOZOICO (Pérmico medio) Estado Mérida. Referencias: La Serie Palmarito fue descrita originalmente por CHRIST (1927), quien la atribuye al Carbonífero, según determinaciones paleontológicas de GERTH (1932). SCHUCHERT (1935), en su resumen de estudios anteriores apoya esta edad. HEDBERG y SASS (1937), mencionan estratos del Carbonífero, en el curso del río Palmar en el estado Zulia. KEHRER (1938), incluye una lista de fósiles del Carbonífero y Pérmico de la Caliza 787 de Palmarito (Formación Río Palmar, BOWEN 1972), SUTTON (1946), analiza la unidad y cita espesores, pero posiblemente incluye en ellos, a la Formación Sabaneta. LIDDLE (1946), extiende el empleo del término Serie Palmarito, desde Los Andes de Mérida hasta la parte norte de la sierra de Perijá, para referirse a un conglomerado basal suprayacente al Grupo Río Cachirí, con peñones de caliza fosilífera cuya fauna muestra afinidad con la de Palmarito en Los Andes de Mérida, No obstante, HEA y WHITMAN (1960), señalan que esta unidad se considera perteneciente a la Formación la Quinta. LIDDLE (1946), describe la parte superior de Palmarito, como una caliza con crinoides. GONZÁLEZ DE JUANA (1951), le asigna rango formacional y la separa de la Formación Sabaneta. HEA y WHITMAN (1960) emplearon los términos areniscas Palmarito y calizas Palmarito, para referirse a los sedimentos permo-carboníferos al norte del río Palmar, en la sierra de Perijá, hoy considerados como pertenecientes a la Formación Río Palmar de BOWEN (1960), por lo menos en parte. PIERCE (1960), y PIERCE et al. (1961) añaden datos importantes sobre la unidad. ARNOLD (1966) amplia la descripción de la formación realizada por Shell y Creole (1964). SCHUBERT (1968) describe afloramientos de la Formación Palmarito en la región Barinitas-Santo Domingo, estado Barinas. BOWEN (1972) describe en la sierra de Perijá, afloramientos de esta formación, distinguiendo un miembro inferior clástico y uno superior calcáreo. BENEDETTO y ODREMÁN (1977), describen afloramientos en los alrededores de Carache, estado Trujillo, portadores de una abundante fauna y flora. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) restringen la edad de la formación al Pérmico. Localidad tipo: Camino de Mucuchachí a Santa Bárbara de Barinas, cerca del paso de Palmarito, entre el Alto del Arenal y Palo Quemado, estado Mérida, (Hoja N° 5939, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Buenas secciones se observan en los alrededores de Carache, estado Trujillo, en las quebradas Tiama, Mucuchache y Loma de San Juan. En la carretera Páramo el Zumbador-Queniquea, estado Táchira. Extensión geográfica: La unidad aflora en Los Andes, en los estados Táchira (páramo del Zumbador); Mérida (carretera La Azulita, El Valle, y carretera El Águila-Valera). Trujillo (La Quebrada, San Lázaro, Carache). Lara (quebrada El Pescado). Barinas (región Barinitas Santo Domingo, cerca a la poblacion de Altamira). También en el estado, Zulia, en pequeñas áreas de la sierra de Perijá. Descripción litológica: La Formación Palmarito es una secuencia de lutitas, principalmente marinas, limos, arenas y margas, que gradan hacia arriba a calizas marinas. ARNOLD (1966), la divide en un miembro inferior clástico y un miembro superior de calizas. El miembro clástico inferior comienza con una secuencia arenosa a limosa, con restos a plantas y lechos delgados de carbón en el tercio inferior; las areniscas se hacen calcáreas hacia arriba, y hacia la parte media del miembro o algo más arriba, aparecen fósiles marinos; siguen lutitas y lutitas limosas calcáreas de color gris oscuro, con algunos lechos de margas arenosas de color negro y algunas capas de caliza fosilífera. El miembro superior de calizas, consiste predominantemente de calizas duras, a veces cristalinas, de color gris oscuro en capas gruesas a medianas, con delgadas intercalaciones de margas fosilíferas. Las evidencias faunales señalan una transición entre aguas de poca profundidad y salinidad variable, en parte salobre, y aguas más profundas con salinidad marina normal. El ciclo 788 sedimentario de la Formación Palmarito, comprende un hemiciclo transgresivo inferior y un hemiciclo regresivo superior. Espesor: ARNOLD (1966), señaló un espesor máximo de 550 m. BENEDETTO y ODREMÁN (1977) en la región de Carache, señalan espesores de entre 610 y 740 m. Relaciones de campo: Según GONZÁLEZ DE JUANA et al, (1980), la Formación Palmarito aparece transicional sobre la Formación Sabaneta en diversos lugares de la región andina mientras que en la sierra de Perijá descansa discordantemente sobre formaciones pre pérmicas y rocas del basamento. El contacto superior es discordante con la Formación La Quinta en Los Andes de Venezuela y con el Grupo La Gé en la sierra de Perijá. Fósiles: La Formación Palmarito ha provisto una importante fauna de invertebrados, que incluye ejemplares de braquiópodos, bivalvos, crinoideos, briozoarios, corales, gasterópodos, trilobites, foraminíferos y ostrácodos. BENEDETTO y ODREMÁN (1977), describieron en los alrededores de Carache, una flora compuesta fundamentalmente por Gigantopteris, Pecopterideas y algunas articuladas. ODREMÁN y WARNER (1980) agregan a estas listas otros restos, como Neuropteridias, Orlontopterideas, nuevas Pecopterideas y la presencia del género Protoblechnum, un elemento de la flora Cataysiana atribuido al Pérmico. Edad: Siguiendo a GONZÁLEZ DE JUANA, et al. (1980) y por correlación regional se le considera de edad Pérmico. Correlación: Se correlaciona en parte, con las formaciones El Aguila y Río Momboy. INFORMAL PALMAS, MIEMBRO (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. El término Formación Palmas fue introducido por MILLER y SANJUAN (1963), junto con el de Formación Bajo Grande, para designar subdivisiones del Eoceno en la costa oeste del lago de Maracaibo. Dichos autores seleccionaron como localidad tipo al pozo Zulia 34D-1, y definieron la unidad como formada principalmente por areniscas micáceas, gris a pardo, de grano fino a medio, con proporciones menores de lutitas grises y carbonosas. Según las correlaciones de MILLER y SANJUAN (op. cit.), la unidad equivaldría a las Arenas C-4 a C-7 de la Formación Misoa del lago. RADER (1964), objetó el uso del término. BRONDIJK (1967-13) y WALTON (1967), reconocen la unidad como un miembro informal, de carácter local, de la Formación Misoa. Véase: MISOA, FORMACIÓN 789 INVÁLIDO PALMITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Táchira. KEHRER (1956, Cuadro de Correlación) emplea este término, sin definición ni descripción, aparentemente como sinónimo local de la Formación Guayabo. INVÁLIDO PALOMA ALTA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Falcón. Esta unidad fue mencionada brevemente por GORTER Y VAN DER VLERK (1932), SENN (1935) y SUTTON (1946), y descrita posteriormente por GONZÁLEZ DE JUANA (1951). Aparentemente es sinónima del Grupo Agua Negra descrito por SENN (1935) (véanse STAINFORTH, 1964; GUEVARA, 1967). El término no figura en los cuadros de correlación más recientes. (RENZ, 1961; SVIP, 1963). VÁLIDO PAMPATAR, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Estado Nueva Esparta. Referencias: Este nombre fue introducido por MUÑOZ (1973), quien señala que las diferencias en litología y características sedimentarias, justifican el tratamiento de esta secuencia como una unidad separada del Grupo Punta Carnero. Localidad tipo: Como sección tipo de la formación, se ha establecido la que aflora en el área de Agua de Vaca - Punta Gorda, Salina de Pampatar, al norte-noreste de Pampatar, donde está expuesta en el flanco norte de un sinclinal, con eje este-oeste. Extensión geográfica: La unidad, aflora en el extremo oriental de la isla de Margarita, en los alrededores de la ciudad de Pampatar, desde bahía de Moreno por el sur, hasta la laguna de Agua de Vaca por el norte. Descripción litológica: Comienza con un olistolito de ftanita en capas finamente estratificadas y laminadas, de unos 15 m de espesor, seguido por conglomerados de guijarros en matriz lutácea y por capas gruesas, gradadas, de conglomerados a areniscas, grauvacas de grano grueso y fino. Los conglomerados, incluso los que se encuentran gradados, exhiben mala selección de tamaño. La composición de los fragmentos es 790 heterogénea, predominando los de rocas volcánicas extrusivas, cuarzo y ftanita. El resto de la sección está constituida por alternancias de areniscas grauvacas y lutitas, interrumpidas hacia la parte inferior por un intervalo de unos 100 m de espesor, de lutitas arenosas marrones, con bloques exóticos (mayormente olistolitos calcáreos) e intercalaciones finas de limolitas y areniscas grauváquicas; las lutitas y limolitas de este intervalo, poseen fractura astillosa característica. En toda la sección, son comunes las estructuras primarias de deslizamiento. La sección se depositó en ambiente marino profundo, en condiciones de pronunciada inestabilidad tectónica. Espesor: MUÑOZ (op. cit.) estima que el espesor de la formación en la sección tipo es de 1000 m. Relaciones de campo: La secuencia, yace en contacto discordante sobre la Formación Los Robles. El tope de la secuencia está truncado por erosión, o cubierto por aluviones recientes. Fósiles: La fauna de la Formación Pampatar es escasa. Sin embargo, entre los microfósiles encontrados, MUÑOZ (op. cit.) menciona Globigerina sp., Discocyclina sp., Operculinoides sp., Eoconuloides sp. y Globorotalia sp., además de micromoluscos, fragmentos de equinoideos y algas (Lithothamnium sp.). En los conglomerados de Punta Moreno, se han encontrado macromoluscos como Turritella sp. y Ostrea sp. y restos de pelecípodos. El contenido faunal de esta formación, se considera mezclado y retrabajado por corrientes de turbidez. Edad: Eoceno medio-tardío. Correlación: La facies de flysch arenoso de la Formación Pampatar, es un equivalente lateral del flysch calcarenítico de la Formación Punta Camero. Es también comparable con la sección eocena del subsuelo de la isla de Cubagua y, en su parte basal, con los conglomerados de grano grueso encontrados en el subsuelo de la subcuenca de Cubagua, en el margen continental de Venezuela. Ha sido correlacionada también con las formaciones Caratas, de Venezuela oriental, Paují y Mene Grande del occidente de Venezuela, y Navet, de Trinidad. INVÁLIDO PAMPATAR, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Nueva Esparta. Este nombre fue publicado originalmente por JAM y MENDEZ AROCHA (1962), para designar 1500 metros de espesor de afloramientos eocenos expuestos en la región de Pampatar, isla de Margarita. GONZALEZ DE JUANA (1968) consideró estos sedimentos como una facies, de grano más grueso, del Grupo Punta Carnero. Véase: PUNTA CARNERO, FORMACIÓN 791 INVÁLIDO PANAMO, ANFIBOLITA DE PRECÁMBRICO INFERIOR Estado Bolívar. Este término fue empleado por CHASE (1965) para designar una secuencia de rocas anfibolíticas que constituyen al cerro Panamo, situado 35 kilómetros al norte del poblado de El Manteco, estado Bolívar, y cortado por la carretera Upata - EI Manteco. El mismo autor señala su probable sinonimia con la Formación Carichapo, descrita por KALLIOKOSKI (1965-a, c). Véase: CARICHAPO, GRUPO. INVÁLIDO PANDO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG (1950-a) hizo breve mención de esta unidad de superficie. SALVADOR (1961a) señala que se trata, o de una pequeña ventana de la Formación Las Piedras expuesta a través del manto de la Formación Mesa, o de una porción característicamente meteorizada de esta última. En ambos casos, es demasiado local como para ameritar un nombre formal. INVÁLIDO PAÑOCIRA, CAPAS ROJAS DE MESOZOICO (?) Estado Zulia. En un comentario sobre las presencias de capas rojas en Venezuela occidental, que hoy se incluyen en la Formación La Quinta, ENGLEMANN (1935) señaló el empleo local del término Pañocira para designar esas capas en la región al noroeste de Maracaibo, estado Zulia. Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN. INVÁLIDO PAPARRO, FORMACIÓN 792 CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre ha aparecido únicamente en el cuadro de correlación de LIDDLE (1946) y evidentemente es un sinónimo inválido del Miembro Barqueta de la Formación Mostrencos. VÁLIDO PARACOTOS, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Miranda. Referencias: Este nombre fue introducido por SMITH (1952), para designar una secuencia constituida predominantemente de filitas, y la divide en tres miembros: inferior, medio y superior. SHAGAM (1960) redefine la unidad restringiendo el nombre al miembro superior de SMITH. Dicho criterio fue aceptado por autores posteriores, quienes continúan su cartografía hasta el estado Cojedes (MACLACHLAN et al., 1960; OXBURGH, 1965; KONIGSMARK, 1965; SEIDERS, 1965 y MENÉNDEZ, 1965, 1966). Según BECK (1980, 1986) y STEPHAN et al. (1980) esta formación constituye la cobertura sedimentaria de la "Napa de Loma de Hierro". BECK (1985, 1986) describe y cartografía estas rocas, pero utiliza el nombre de Formación Cataurito. VAN BERKEL (1988), VAN BERKEL et al. (1988) y OSTOS (1990) la describen en el área desde El Pao de Zárate, estado Aragua, hasta Altagracia de la Montaña, estado Miranda. Localidad tipo: SMITH (1952) no fija una localidad tipo específica, pero indica que los mejores afloramientos pueden observarse en: sur de Guayas en el camino hacia Tiara, en el río Tuy al norte de Tácata, cerca de Paracotos, y sitio de El Paují en la quebrada Suapire. Extensión geográfica: Esta unidad constituye la Faja de Paracotos de MENÉNDEZ (1966) y BELL (1968), siendo interpretada en forma diferente por BECK (1986), quién la considera como parte de su "Napa de Loma de Hierro". La Formación se extiende a través de los estados Cojedes, Carabobo, Guárico, Aragua y Miranda, y según MENÉNDEZ (1966) está limitada parcialmente el norte y al sur, por las fallas de Santa Rosa y Agua Fría, respectivamente. A partir de la redefinición de SHAGAM (1960), cuyo criterio es aceptado en la cartografía geológica de MACLACHLAN et al. (1960) y otros, pero igualmente en trabajos más modernos (e.g. BELLIZZIA, 1967 y BECK, 1986), surge el problema de que esta formación no aflora en ninguna de las cuatro localidades mencionadas por SMITH, por lo tanto carece de localidad tipo. BECK (1986) propone cambiar el nombre de esta unidad al de Formación Cataurito, pero debido a lo arraigado del uso del nombre de Paracotos en la literatura geológica, se sugiere mantenerlo, asignando dos nuevas secciones de referencia para esta formación: Los afloramientos del río Tuy entre Tácata y Cúa, estado Miranda, cercanos al poblado de Paracotos que le da su nombre. La sección propuesta por BECK 793 (1985, 1986) como localidad tipo de su "Formación Cataurito", está ubicada en el cerro al sur de la Hacienda Experimental Cataurito, entre los poblados de La Candelaria y El Pao de Zárate al este, y Villa de Cura al oeste, estado Aragua. Descripción litológica: SHAGAM (1960) describe una asociación de filita, mármol, metaconglomerado, con metalimolita y metaarenisca en menor proporción. La filita constituye el 60% de la Formación, siendo limosa y carbonosa, de color azul grisáceo oscuro, con ocasionales peñones de rocas metavolcánicas y metasedimentarias de hasta 20 cm de diámetro, que GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) interpretan como una lodolita guijarrosa. Dentro de la secuencia anterior se encuentran capas delgadas de una roca metalimolítica, maciza y color negro con cubos visibles de pirita. Igualmente se observan capas delgadas de varios tipos de metaarenisca de color gris oscuro, que clasifica como arenisca calcárea micácea y waca lítica cuarcífera. Los cuerpos de mármol son microcristalinos de color verde muy claro a gris azulado, en capas lenticulares usualmente con menos de 500 m de largo, los espesores son usualmente de 5 a 10 m, pero el cuerpo mayor conocido alcanza unos 130 m de espesor. En secciones finas, se observan pequeños foraminíferos esféricos reemplazados por calcita, en una matriz de cristalitos de calcita con algo de cuarzo y pirita, así como material carbonáceo y óxidos de hierro en cantidades subordinadas. El metaconglomerado es de color gris verdoso con guijarros de hasta 50 cm de diámetro. Los guijarros están constituidos por fragmentos de metalava basáltica, cuarzo de veta, mármol, ftanita y granofel cuarzo-albítico. SEIDERS (1965) describe cuerpos de metalava de hasta varias decenas de metros de espesor, interestratificados con la filita, que aparecen muy transformados siendo poco visibles los minerales ferromagnesianos primarios; se presentan tanto como lavas almohadilladas, como en flujos brechados, VAN BERKEL et al. (1989) en su estudio de la zona de Tácata - Altagracia de la Montaña, cartografían su "Unidad de rocas metasedimentarias" interpretándola como equivalente a la Formación Paracotos, y en ella describen metaarenisca, metapelita y mármol, todas estas rocas con efectos metamórficos de muy bajo grado. Esta misma secuencia había sido estudiada por BECK et al. (1984) denominándola como "rocas volcánico-sedimentarias del Río Guare". GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) interpretan una sedimentación tipo "wild flysch", siendo estas rocas posteriormente metamorfizadas y tectonizadas. NAVARRO et al. (1988) señalan que esta formación está representada por rocas formadas en ambientes tales como, facies de talud (hemipelágicas) caracterizadas por secuencias de metapelitas y calizas muy recristalizadas; facies de abanicos de arco con metaconglomerado polimíctico, filita y grauvaca con estructuras de turbidez; y facies marginales compuestas por metapelitas oscuras y metaarenisca gris oscuro muy recristalizadas. Relaciones de campo: En la mayoría de los mapas geológicos publicados aparece en contacto de fallas (normales o de corrimiento) con las unidades adyacentes, mientras que BECK (1986) interpreta los contactos como estratigráficos con la Formación Tiara y con cuerpos de gabro. En la sección de La Victoria-El Pao de Zárate, OSTOS (1990 a,b) 794 cartografía como una falla normal al contacto entre la Formación Paracotos y la Formación Tucutunemo, y como falla de corrimiento con las rocas del Grupo Villa de Cura. Fósiles: En muestras de mármol de esta formación, casi todos los autores que la han estudiado (SMITH, 1952, SHAGAM, 1960, KONIGSMARK, 1965, OXBURGH, 1965 y SELLIER DE CIVRIEUX, en URBANI, 1982), han encontrado una importante fauna de foraminíferos, donde algunas de las especies identificadas son: Gümbelina globulosa, G. glabrans, Globotruncana citae, G. gansseri, G. stuarti, Globigerinella messinae, Globigerina cretácea, Plummerella hantkeninoides, Bulimina prolixa, Eouvigerina americana y Nodosaria affinis. Edad: Con base al contenido faunal, la formación se ha asignado al Cretácico tardío, Maestrichtiense. Correlación: La Formación Paracotos se ha correlacionado, con las formaciones Mucaria y Colón en el centro-occidente del país, y hacia el oriente con las formaciones San Juan, parte inferior de Vidoño y San Antonio. NAVARRO et al. (1988) la correlaciona con la formación Tucutunemo, considerándolas coevales y formadas en un mismo ciclo sedimentario, pero siendo Tucutunemo de ambiente más profundo. Esta interpretación no coincide con la previa de BECK (1985, 1986), quien considera que la Formación Paracotos forma parte de su "Napa de Loma de Hierro", mientras que a la Formación Tucutunemo la coloca en la "Napa de Caucagua-El Tinaco". Sinonimia: El término Formación Cataurito propuesto por BECK (1986) es sinónimo de esta formación. INVÁLIDO PARAGUACHÍ, ANFIBOLITA DE MESOZOICO Estado Nueva Esparta. Este nombre fue empleado por TAYLOR (1960) para sustituir la División de las Rocas Verdes del Grupo Juan Griego, empleado por HESS Y MAXWELL (1949). Se considera que el término es poco adecuado para designar una secuencia tan compleja; se prefiere el empleo provisional del nombre informal original de División de las Rocas Verdes de HESS Y MAXWELL (1949), hasta que estudios posteriores establezcan una nomenclatura más aceptable. Véanse: ROCAS VERDES, DIVISIÓN DE LAS ROCAS VERDES y DEL GRUPO JUAN GRIEGO VÁLIDO 795 PARAGUACHÍ, COMPLEJO META-OFIOLÍTICO DE MESOZOICO (Jurásico) Estado Nueva Esparta. Referencias: La unidad fue descrita por primera vez por HESS y MAXWELL (1949), y designada con el nombre de División de Rocas Verdes. Luego, ha sido sucesivamente llamada Anfibolita de Paraguachí (TAYLOR, 1960); Grupo de los Esquistos Verdes (JAM y MÉNDEZ, 1962 y GONZÁLEZ DE JUANA, 1968), Grupo La Rinconada (MARESCH, 1972, 1973). NAVARRO (1988), propone el nombre de Complejo de Paraguachí, variación de la designación original dada por TAYLOR (op. cit.), en consideración a la complejidad litológica de la unidad. CHEVALIER (1987), incorpora las rocas ultrabásicas a la unidad que interpreta como metaofiolita. En este contexto, se propone aquí, para el conjunto, el nombre de Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí. Localidad tipo: NAVARRO (op. cit.), propone como localidad tipo para el Complejo de Paraguachí (el cual no incluye rocas ultramáficas), la carretera que une los poblados de Manzanillo y Guayacán en la costa noroccidental de la isla de Margarita. Hipoestratotipos pueden ubicarse a lo largo de la carretera Puerto Fermín-Manzanillo, en los acantilados costeros ubicados al suroeste de Guayacán, en punta Zaragoza y en la carretera Santa AnaPedro González. Extensión geográfica: Además de la ubicación en Margarita central y nororiental, existen afloramientos restringidos en las penínsulas de Macanao y Araya (CHEVALIER, 1987), y en la isla La Orchila (MARESCH, 1973). Descripción litológica: El complejo comprende las rocas originalmente atribuidas al Grupo La Rinconada, a las cuales se agrega una secuencia ultrabásica; el conjunto constituye parte de un complejo ofiolítico. La parte del complejo descrita previamente como Grupo La Rinconada, está constituida esencialmente por gneises anfibólicos y esquistos micáceos carbonáceos; localmente se presentan cuerpos masivos no foliados, de eclogitas paragoníticas-anfibólicas y anfibolitas. Se observa un aumento del grado de metamorfismo de sur a norte. Con base a la presencia o ausencia de piroxeno sódico (onfacita) en los gneises anfibólicos, MARESCH (1973), distingue dentro del grupo, dos zonas metamórficas, la zona Metamórfica I, al sur, sin piroxeno sódico y la zona Metamórfica II al norte, con dicho mineral. Dentro de los gneises descritos se presenta un grupo de rocas máficas que incluye eclogitas paragonítico-anfibólicas, anfibolitas y anfibolitas granatíferas. Los esquistos micáceo-carbonáceos afloran en forma dispersa entre los gneises anfibólicos, como capas concordantes de 10 a 20 m de espesor y extensión lateral limitada. La secuencia ultramáfica está representada principalmente por peridotitas serpentinizadas y serpentinitas y en menos proporción, por dunitas y piroxenitas. Las zonas de contacto de las rocas ultramáficas con las rocas-caja, presentan cizallamiento intenso y alteración en gran escala a conjuntos de clorita-tremolita-actinolita-talco. Las rocas ultramáficas han sido metamorfizadas y deformadas junto con los gneises circundantes, a la facies de la anfibolita epidótica con tendencia a la facies de la anfibolita (NAVARRO, 1988). Se postula la existencia de un metamorfismo retrógrado posterior, llegando localmente a la facies de los esquistos verdes, a juzgar por la alteración de granate y anfíbol a clorita. CHEVALIER 796 (1987), agrupa los litotipos del Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí en una secuencia ultrabásica y una secuencia básica. La secuencia ultrabásica está constituida por las litologías ultramáficas antes descritas y por harzburguitas identificadas en el flanco oriental del cerro Matasiete. La secuencia básica comprende metagabros y eclogitas verdaderas biminerales, además de las rocas anfibolíticas que este autor clasifica como anfibolitas, anfibolitas granatíferas y eclogitas anfibólicas. Dentro del complejo meta-ofiolítico se encuentran los cuerpos intrusivos leucocráticos de Matasiete, Guayacán, El Salado y cerro Boquerón, metamorfizados conjuntamente con las rocas del complejo. Estas rocas se presentan en forma de domos gnéisicos o en forma de intrusiones lit-par-lit, dentro de los gneises anfibólicos, anfibolitas y rocas ultramáficas. Se ha sugerido que pueden ser plagiogranitos derivados de líquidos inmiscibles, producto de las últimas etapas del plutonismo ofiolítico (BELLIZZIA, 1975). Ambiente tectónico y petrogénesis: El complejo, fue originado en ambiente de extensión, en una zona de esparcimiento oceánico. Espesor: TAYLOR (1960) estima un espesor mínimo de 1500 m para el Grupo La Rinconada, MARESCH (1973) indica un espesor mínimo de 2000 m que quizás sobrepasa los 3000 m, independientemente de las rocas tonalíticas y ultramáficas expuestas en la región. Relaciones de campo: Los contactos del Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí con las rocas circundantes, son tectónicos. Edad: MARESCH (op. cit.), asigna al Jurásico la parte de la unidad descrita por él como Grupo La Rinconada. Con respecto a las rocas ultramáficas, este autor les asigna una edad mínima Cretácico medio y estipula que "probablemente sean mucho más antiguas". CHEVALIER (op. cit.), menciona edades radiométricas de 84,65 ± 4,23 Ma y 79,33 ± 3,97 Ma determinadas en eclogita con anfíbol; (K/Ar en paragonites) y en anfibolita (K/Ar en anfíbol), respectivamente. Sin embargo, este autor las atribuye al episodio metamórfico y asigna una edad Jurásico medio tardío al volcanismo basáltico, que dio origen a la secuencia básica del complejo meta-ofiolítico, y una edad Cretácico temprano, a los plutones graníticos y granodioríticos asociados. Correlación: El Complejo Meta-Ofiolítico de Paraguachí, se correlaciona con el cinturón de AP/BT que se presenta en el sistema montañoso del Caribe, a lo largo de la costa. El conjunto, constituye la unidad tectónica denominada Napa Ofiolítica Costera-Margarita (STEPHAN et al. 1980). Importancia económica: Yacimientos de magnesita, uno de los productos comunes de meteorización de las rocas ultramáficas, se encuentran dispersos en toda la isla, en especial en la región nororiental. Se presenta en forma de vetas y masas arriñonadas irregulares en las rocas serpentinizadas. 797 VÁLIDO PARAGUANÁ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: MACDONALD (1968) se refiere, de manera informal, a las lutitas arcillosas y calizas miocenas que yacen discordantemente y con suave buzamiento sobre las unidades más antiguas de la península de Paraguaná, como "lutitas arcillosas de Punto Fijo". RODRÍGUEZ (1968) hace un estudio de la macrofauna, y sin definir la formación; describió tres secciones aflorantes en los acantilados de la parte suroccidental de la península, subdividiéndolas en cuatro intervalos (a, b, c, y d), por HUNTER y BARTOK (1974) hacen la descripción original de la unidad como correlativa de la formación Coro e incluyen el Conglomerado de El Alto por encima de la Formación Paraguaná FEOCODECIDO et al., (1974), en la descripción de la unidad, incluyen el Conglomerado de El Alto, pero no lo incluyen como un miembro en la tabla de correlación. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), la describen e incluyen el Conglomerado El Alto, que suprayace al Miembro Amuay, y dan por primera vez su descripción litológica detallada. REY (1996), la subdivide en dos miembros: El Hato y Amuay. El Conglomerado de El Alto es, según esta autora, una unidad pleistocena, no relacionada con la Formación Paraguaná. Localidad tipo: HUNTER y BARTOK (1974) establecen la sección tipo en Guáquira Arriba, 5 km al este de Pueblo Nuevo, en el lugar donde la carretera a Adícora corta los escarpes formados por las capas de la unidad. La sección mejor expuesta se encuentra inmediatamente al sureste de los tanques del INOS, donde una quebrada que atraviesa la carretera al oeste de los tanques, corta de nuevo hacia el suroeste en la superficie del escarpe. (Hoja N° 6251, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Según HUNTER y BARTOK (1974) los sedimentos de la Formación Paraguaná cubren la mayor parte de la península del mismo nombre. Descripción litológica: En la definición original de la formación HUNTER y BARTOK (1974) describen dos miembros bien diferenciados. El Miembro inferior, El Hato, cuya base no se encuentra aflorando, se caracteriza por una lutita marina, color crema, rica en foraminíferos, que grada rápidamente a capas más limosas. Este miembro está constituido, en su mayor parte, por una secuencia bandeada de limolitas color gris que se alternan con finas arcilitas y limolitas ferruginosas. El Miembro superior, Amuay, está constituido por una caliza algal compacta de al menos 3 m de espesor. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) incluye en la formación, una facies conglomerática que se encuentra suprayacente al Miembro Amuay y que denominan Conglomerado El Alto. Según estos autores, este conglomerado se caracteriza por su aspecto de sal y pimienta, con granos de 0,5 cm de diámetro de ftanita negra y cuarzo, y proporciones variables de bioclastos cementados por calcita. Según REY (1996) la parte inferior de la Formación Paraguaná (Miembro El Hato) en las secciones de la costa oeste de la península, está constituida por intercalaciones de arcilitas y limolitas, friables y fosilíferas, con escasas areniscas, en contactos transicionales. La 798 litología del Miembro El Hato en las cercanías de Guáquira Arriba coincide con la descripción de HUNTER y BARTOK (1974). La parte superior de la formación (Miembro Amuay) está representado por un intervalo carbonático, muy fosilífero, que forma la cobertura de casi toda la península de Paraguaná. Es común observar en la parte norte de la península, el desarrollo de un relieve cárstico en el tope del Miembro Amuay, con cárcavas de hasta 70 cm de profundidad y diámetro superior a los 30 cm, rellenas de conglomerados de guijarros con clastos de composición variable (REY, 1996). FEO-CODECIDO (1971) describe las rocas sedimentarias de la península de Paraguaná, como una secuencia transgresiva "de estratos de aguas marinas poco profundas...". RODRÍGUEZ (1968) establece, con base a la presencia de dientes de tiburón, una paleoprofundidad de "hasta más de 50 m". REY (1996) interpreta para el Miembro El Hato un ambiente que varía desde la zona litoral, con bahías asociadas, hasta la plataforma somera, observándose un incremento en la profundidad subiendo en sección. No existen evidencias que indiquen condiciones de profundidad diferentes durante la sedimentación del Miembro Amuay, con la diferencia que dominaron los procesos carbonáticos. Espesor: En la sección medida en Guáquira Arriba, el Miembro El Hato tiene por lo menos 30 m de espesor, aunque su base no está expuesta. La caliza algal del Miembro Amuay tiene al menos 3 m de espesor (HUNTER y BARTOK, 1974). REY (1996) menciona un espesor máximo de 26 m para el Miembro El Hato en la costa oeste y de 18 m en el cerro Pelón, en la región nororiental. El Miembro Amuay tiene su máximo desarrollo al norte de Guáquira Arriba, con 13 m, sin que su base esté expuesta. Relaciones de campo: La base de la sección no está expuesta (HUNTER y BARTOK, 1974). El tope del Miembro Amuay está erosionado en algunas secciones de la parte occidental de la península (RODRÍGUEZ, 1968). Según REY (1996) la base de la Formación Paraguaná no aflora y el contacto entre los miembros El Hato y Amuay es concordante y se encuentra muy bioturbado. El contacto superior está representado por una superficie de erosión. Hacia el noreste de la fila El Alto, está en contacto disconforme con una unidad Pleistocena denominada Conglomerado de El Alto. Fósiles: La fauna en esta unidad es rica, tanto en moluscos como en foraminíferos, HUNTER y BARTOK (1974) dan una lista de moluscos y foraminíferos planctónicos, encontrados por ellos en el nivel más bajo aflorante de esta formación: Globorotalia margaritae, G. miocenica, G. pseudomiocenica. G. acostaensis, Globoquadrina altispira, Globigerina riveroae. Globigerinoides ruber, G. conglobatus., G obliquus extremas, G. trilobus, G. sacculiferus. Pulleniatina primalis, Sphaeroidinella dehiscens, Hastigerina aequilateralis y Orbulina universa. Según RODRIGUEZ (1968), la macrofauna está representada por algas, equinodermos, crustáceos (Balanus sp.) y vertebrados. REY (1996) menciona que la unidad es rica en macro y microfósiles. Los briozoarios son comunes, con una concentración notable en la sección de Cardón; también hay importantes desarrollos algales en la caliza del Miembro Amuay. Hay una variada microfauna de foraminíferos, con fauna retrabajada de la Formación Cantaure. 799 Edad: HUNTER y BARTOK (1974), basados en la fauna de foraminíferos planctónicos, identificaron la Zona de Globorotalia margaritae de BOLLI y BERMUDEZ, de edad Plioceno temprano. La presencia de especies de bivalvos como Ostrea haitensis y O. messor, identificados en los intervalos b y c, también son indicativas del Mioceno más tardío o del Plioceno. RODRIGUEZ (1968), basado exclusivamente en la fauna de molusco; presentes, le atribuye una edad Mioceno temprano a sus intervalos a y b, y una edad Mioceno medio y tardío a sus intervalos c y d, pero HUNTER y BARTOK (1974), en la discusión sobre la fauna descrita por RODRÍGUEZ (1968), atribuyen estas edades más antiguas a la identificación errónea de Ostrea gatunensis y O. crassiformis, en lugar de Ostrea haitensis y O. messor, respectivamente, especies estratigráficamente más jóvenes. REY (1996) interpreta la edad como perteneciente a la Zona de Globorotalia margaritae, del Plioceno temprano, con base a los foraminíferos planctónicos. Correlación: HUNTER y BARTOK (1974), basados en la microfauna de la Formación Paraguaná, indican su correlación con la Formación Cubagua de la península de Araya e isla de Margarita y con la Formación La Vela de Falcón central, específicamente correlacionan los miembros El Hato y Amuay con el Miembro Chiguaje de la Formación La Vela. RODRÍGUEZ (1968) correlaciona las capas más altas de Paraguaná (intervalos c y d), con los miembros Cerro Verde y Cerro Negro de la Formación Cubagua. Más adelante, el mismo autor dice: "las capas más altas de Paraguaná (Mioceno tardío) pueden correlacionarse con rocas que afloran en Falcón central y oriental, formaciones La Vela, El Veral y Punta Gavilán, por su notable semejanza en sus contenidos faunales". Véanse: EL HATO, MIEMBRO; AMUAY, MIEMBRO y EL ALTO, MIEMBRO. INVÁLIDO PARAGÜITO, CAPAS DE PEÑONES DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Lara. RENZ et al., (1955) introdujeron este nombre para designar varios horizontes de capas de peñones de composición variable, intercalados en la secuencia de rocas del PaleocenoEoceno en el estado Lara. Corresponde a la "facies de bloques de Pavía" de BUSHMAN (1965) y al Terciario no diferenciado en "facies flysch" de CORONEL y RENZ (1960). VON DER OSTEN (1967) incluyó estas capas en lo que llamó "facies Pavía" del Miembro El Tocuyo de la Formación Morán. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1967, 1968) las incluyeron dentro de la secuencia de turbiditas del estado Lara, que denominaron Formación Matatere. Véase: MATATERE, FORMACIÓN. 800 VÁLIDO PARÁNGULA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno tardío) Estado Barinas. Referencias: MACKENZIE (1937, 1938) designa con el nombre "Formación Parángula" una secuencia de areniscas, localmente conglomeráticas, y arcillas moteadas rojas y púrpuras, en la quebrada Parángula. LIDDLE (1946) amplía la descripción litológica. PIERCE (1960) intenta, sin éxito, corregir el nombre a "Parángulo" (con "o") y es el primero en describirla detalladamente desde el río Tucupido hasta la depresión Táchira. VON DER OSTEN (1966) estudió la estratigrafía en el campo Sinco, notando la ausencia de conglomerados en el subsuelo y la dificultad de distinguir litológicamente entre Parángula y Río Yuca. FEO-CODECIDO (1972) produjo mapas estructurales e isópacas de la Cuenca Barinas y describió a las Formaciones Parángula-Río Yuca (en conjunto) a través de la cuenca. CAMPOS (1977) la estudió en la región de Calderas, notando la transición litológica entre Parángula y Río Yuca. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) compilaron los datos disponibles sobre la formación hasta esa fecha. KISER (1989-a), discrimina, con base a correlaciones de electrofacies, una parte de "Parángula basal" como un ciclo sedimentario distinto y equivalente a la Formación Carbonera y al Miembro Arauca de la Formación Guafita. El mismo autor (1989-b) extendió el desarrollo de la formación a lo largo de las cuencas Barinas y Llanos (Apure). AGUASUELOS en KISER (1997) contribuyó con nuevos datos sobre la formación en afloramientos. CABRERA (1995) recomendó reemplazar a Parángula al sur y sureste del área Lechozote con el nombre de la Formación Guafita. Localidad tipo: Quebrada Parángula, afluente del río Santo Domingo, inmediatamente al oeste del pueblo de Barinitas, estado Barinas. MACKENZIE (1937-1938) no especificó sección tipo y por consiguiente se favorece la que está aguas arriba del paso Parángula (PIERCE, 1960). Hoja N° 6142, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: En la superficie, se conoce a lo largo del piedemonte surandino desde el río Portuguesa hasta las cercanías del río Caparo. En el subsuelo, ha sido trazada desde el arco El Baúl hasta la cuenca Barinas-Apure, en donde se le aplica el nombre Miembro Guardulio (Formación Guafita). Está presente en los pozos más meridionales de la cuenca de Barinas, llegando probablemente al límite sureste de la cuenca. Descripción litológica: En la superficie, predominan los conglomerados lenticulares de grano grueso, de color gris a verdoso y pardo claro a blanco; areniscas de grano fino en capas masivas con estratificación cruzada, localmente glauconíticas; limonitas y lodolitas abigarradas a tonos rojos, morados, pardo rojizo y pardo claro. En el subsuelo, la litología es similar, pero con la ausencia de los conglomerados. Aquí, es notable el carácter regresivo (engrosamiento hacia arriba) de la formación, que se inicia con una gruesa arenisca basal, gradando hacia arriba a arcillas y limolitas varicoloreadas y no-calcáreas, alternando con areniscas arcillosas de grano fino, micáceas y lenticulares. Esta parte inferior tiene algunos elementos litológicos, como la escasa presencia de glauconita, que indican una influencia marina. La parte superior vuelve gradualmente más arenosa, con 801 aumento en el tamaño de los granos y limpieza de las arenas. En general, predominan los colores amarillos, rojizos y pardos, característicos del ambiente oxidante, en contraste con los colores predominantemente gris verdosos de la Formación Río Yuca, que indican un ambiente más reductor. CAMPOS (1977) nota la interestratificación de los colores típicos de cada formación cerca del contacto entre ellas. Parángula, junto con Río Yuca, conforma un típico deposito molásico que refleja la rápida acumulación de los detritos erosionados del levantamiento de Los Andes de Mérida y depositados en la antefosa adyacente. Representa un ciclo sedimentario transgresivoregresivo sobre formaciones erosionadas del Eoceno medio-tardío y Oligoceno, que se inicia con un clástico basal y continua, en su parte inferior, con sedimentación de ambiente marino somero-salobre-continental y, en su parte superior, con sedimentos de ambiente netamente continental de corriente fluvial entrelazada y lacustre. Pudieron haber existido ambientes locales de pantano-manglar durante el período de transición al ambiente continental. Espesor: Mide 550 m en la sección tipo. PIERCE (1960) nota que aumenta su espesor hacia el sur y oeste, estimando que llegue hasta 1400 m, e indica que se adelgaza rápidamente hacia el noreste hasta los alrededores de Granare; debido a erosión y reducción estratigráfica no la reconoce al noreste del río Portuguesa. VON DER OSTEN (1966) reporta espesores de unos 850 m en el campo Sinco, y CAMPOS (1977) encontró espesores entre 800 m y 1000 m en la región de Calderas. AGUASUELOS (op. cit.) midieron un espesor de 1600 m. entre Barinitas y el cerro de Paja. Relaciones de campo: Tanto en la superficie como en el subsuelo, Parángula es discordante, con angularidad, sobre Pagüey, en las partes central y noreste de la cuenca, y sobre el Miembro Arauca en las partes sureste y suroeste de la cuenca. PIERCE (1960) describe al contacto Parángula-Río Yuca como una discordancia angular en la mayoría de los ríos surandinos. Solamente en el río Canaguá, se presenta un contacto aparentemente normal y transicional, aunque CAMPOS (1977) menciona un contacto similar en la región de Calderas. Pero en el río Tucupido, la relación entre ambas formaciones es una discordancia angular (unos 23°), con solapamiento de Río Yuca sobre Parángula. En el subsuelo, el contacto Parángula-Río Yuca es normal y transicional. Fósiles: La presencia en Parángula de abundantes microfósiles, retrabajados del Eoceno medio, ha sido notada por varios autores (PIERCE, 1960; FEO-CODECIDO; 1972; CAMPOS, 1977). Como fósiles indígenos, AGUASUELOS en KISER (1997) mencionan a huesos de micromamálias, tortugas, quelonias y caimanos. FEO-CODECIDO (1972) reporta que "algunas muestras de la Formación Parángula de núcleo y canal en pozos contienen zonas palinológicas del Oligo-Mioceno..." MONROY en KISER (1997), identificó palinomorfos en muestras de canal de pozos exploratorios de la cuenca Barinas. En las capas basales de la Formación Río Yuca, COLLINS (fide PIERCE, 1960), encontró a la pereza gigante, Prepotherium venezuelanum, descritas por AGUASUELOS en KISER (1997) como "un canal fluvial, con estratificación 802 cruzada", asociado con "una secuencia de paleosuelos con lentes de areniscas y conglomerados" que pertenecen a la parte superior de Parángula. Edad: Los abundantes palinomorfos indican que Parángula pertenece principalmente al Mioceno temprano, posiblemente alcanzando el Oligoceno en algunas áreas. Según AGUASUELOS en KISER, (1997), la pereza gigante, mencionada arriba, pertenece al Mioceno temprano (18 a 15 Ma). Hasta la fecha, la edad asignada a la Formación Parángula en el subsuelo de Barinas es Oligoceno tardío-Mioceno medio (KISER 1997). Correlación: Parángula inferior se correlaciona con el Miembro Guardulio (Formación Guafita), y Parángula superior con "Palmar" (o la parte inferior del Grupo Guayabo). Diacrónicamente, es equivalente litoestratigráfico de la Formación Lagunillas de la cuenca de Maracaibo, y con la Formación Chaguaramas de la subcuenca de Guárico. Véase: RÍO YUCA, FORMACIÓN INVÁLIDO PARAPARA DE ORTIZ, FACIES DE, FLYSCH CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Guárico. DE CIZANCOURT empleó los términos franceses "le Flysch de Parapara de Ortiz" y "facies de Parapara de Ortiz como sinónimos alternos de su "Serie de facies flysch d' Ortiz". VÁLIDO PARGUAZA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estados Bolívar y Amazonas. Referencias: MCCANDLESS (1965) utiliza el nombre de Granito del Parguaza para referirse a la masa de granito biotítico homogéneo, con textura porfídica que aflora al sudoeste del río Suapure, estado Bolívar. MENDOZA (1972) lo incluye en su Grupo Suapure. Diversos autores han usado indistintamente los términos del Parguaza o de El Parguaza para referirse a la unidad siguiendo al autor original. En el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1970) se identifica como Granito de Parguaza, que es el término más apropiado porque refleja la ortografía toponímica correcta. Localidad tipo: No se indica en la descripción original, MENDOZA (op. cit.,) se refiere a MCCANDLESS (op. cit.,) y menciona que el granito está expuesto desde Puerto Páez hasta Los Pijiguaos, ubicándose sus mejores afloramientos en el salto Maracas del río Parguaza en las montañas de El Tigre y en los domos de Los Pijiguaos. 803 Extensión geográfica: MCCANDLESS (op. cit.,) y MENDOZA (1972) mencionan la ocurrencia de estas rocas en la región noroccidental del estado Bolívar. MENDOZA (1975) indica que el área de afloramiento del granito de acuerdo estudios en progreso, sugieren que la extensión puede alcanzar los 10000 km2. Agrega que granitos similares a los de Parguaza se han observado en el río Usete (afluente del Ventuari) y en la serranía de Parima. RIVAS (1985) menciona la ocurrencia del Granito de Parguaza en el área del norte y noreste de San Fernando de Atabapo y al norte y noroeste del poblado de Santa Bárbara, en el estado Amazonas. Descripción litológica: Granito biotítico de grano grueso a muy grueso, masivo, con textura rapakivi, rico en feldespato potásico y hornablenda. Petrográficamente es una roca holofanerocristalina sub-idiomórfica granular de grano muy grueso, inequigranular, maciza con textura rapakivi. Consiste de cristales ovoides con "anillos" alternos de microclino pertita (40-50% por volumen) generalmente hacia el núcleo, y plagioclasa sódica (a veces zonada), principalmente oligoclasa (25-30%) hacia los bordes, el cuarzo (10-20%) aparece mayormente como inclusiones en el feldespato potásico y también como grandes cristales sub-idiomórficos. Se observan además biotita marrón (5-10%) en cristales grandes bien desarrollados fuera de la textura rapakivi, generalmente en desarrollo común con hornablenda (10-15%) verde oscura. Como minerales accesorios el más frecuente es apatito (0-8%) en cristales anhedrales, los opacos (magnetita e ilmenita) abundan (1-5%). Espesor: No se ha mencionado en ninguna de las descripciones. Relaciones de campo: MENDOZA (1974) en la región de Los Pijiguaos, mencionó que el granito contiene xenolitos de litología variable: cuarzo-latitas, micogranitos y metabasitas. En el tepuy El Pañuelo, situado hacia las cabeceras del río Parguaza, las rocas basales del Grupo Roraima se consideran discordantes sobre el granito. Se menciona además que la Formación Cinaruco aflora cerca de la unidad, pero al no encontrarse xenolitos de esa Formación en el granito, se considera discordante por encima del granito en el área del río Parguaza. Edad: Precámbrico. HURLEY et. al., (1968) señalaron dos edades diferentes por Rb/Sr roca total: 1825 ± y 1440± Ma., y posteriormente HURLEY et. al., (1973) y GAUDETTE et. al., (1977) determinaron por el método de isocrona a partir de Rb/ Sr en roca total: 1490 y 1531 ± 39 Ma. Posteriormente GAUDETTE (en MENDOZA, 1974) y GAUDETTE et. al., (1977) determinaron por el método U/Pb: 1590 y 1545 ± 20 Ma. Correlación: RÍOS (1972) indica que probablemente correlaciona con el Granito de Guaniamito y con el Granito de La Paragua. Geoquímica: Se caracteriza por contenidos altos de FeO, TiO2, K2O, CaO, Rb, Sr, Zr, Ni y Co y valores bajos a moderados de Na2O, MgO y K/Rb. Importancia económica: El Granito de Parguaza constituye la roca madre del yacimiento de bauxita de Los Pijiguaos (MENÉNDEZ et. al., 1981). Este yacimiento es el depósito de 804 bauxita más importante del país y se encuentra en la superficie de erosión situada entre 600 y 700 m de altura (MENÉNDEZ y SARMENTERO, 1981; 1984). Es muy probable la existencia de depósitos similares en otras áreas donde aflora la unidad. Es también fuente probable de estaño, tantalita-columbita, niobio, molibdeno, zircón, torio y uranio. VÁLIDO PARIA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío? - Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. Referencias: HEDBERG (en DE SISTO, 1961) denomina Formación Paria a los depósitos deltaicos, limolíticos y lutíticos, que gradan desde el oeste de la Formación Mesa, de origen continental. BARNOLA (1960) mencionó la unidad tal como se presenta en los pozos de Pedernales, estado Delta Amacuro. CH DE RIVERO (1956), critica la elección del término por sus asociaciones geográficas muy amplias y su casi homonimia con el "Grupo Pariano", en desuso, sugiriendo el cambio de nombre por Formación Amacuro; sin embargo, la cita posterior de DE SISTO (1960) demuestra que el nombre provenía del pozo Paria N° 1. KIDWELL y HUNT (1958) describen la Formación Paria en detalle, con base a un conjunto de núcleos someros de la Zona de Pedernales, pero aparentemente se trata de capas del Holoceno discordantes sobre el Pleistoceno en el subsuelo del golfo de Paria, en la forma descrita por ANDEL y POSTMA (1954) y en mayor detalle por ANDEL y SACH (1964). PÉREZ DE MEJÍA y TARACHE (1985), reconocen la Formación Paria en el golfo de Paria, a través de información obtenida de pozos perforados e interpretaciones sísmicas. Localidad tipo: Pozo Paria N°1, perforado en la región de Pedernales, estado Delta Amacuro, en un intervalo entre 0 a 374 m. Extensión geográfica: Región del delta del Orinoco, al este de la topografía de mesas del estado Monagas y en el área del golfo de Paria. Descripción litológica: La unidad en su sección tipo, está constituida predominantemente por arcillas laminares de color gris parduzco claro y gris verdoso, con muy escasas capas de arena lutítica. En el golfo de Paria, área sur, consiste en areniscas blanquecinas, limolitas y lutitas gris carbonoso, interestratificadas con gran cantidad de lignito. Hacia el área norte las formaciones Paria-Las Piedras no se han podido diferenciar, debido a la similitud litológica y a la escasez de fósiles índice. La litología característica consiste en lutitas de color gris, masivas a laminadas, ocasionalmente carbonosas; intercaladas con limolitas grises y masivas, algunas veces cuarzosas; arenisca de color gris de grano fino a medio, y capas delgadas de caliza gris a marrón. FURRER (en PÉREZ DE MEJÍA y TARACHE, 1985), con base a la asociación fósil encontrada en el área norte del golfo de Paria, compuesta por fragmentos de moluscos, algunos foraminíferos bentónicos, y alga Chara, así como la presencia de polen y esporas 805 en la secuencia, sugiere un ambiente de sedimentación variable de marino somero en la parte inferior, a fluvial en la parte superior. Indica, igualmente, que hacia el área sur, los fósiles son escasos, limitados a fragmentos calcáreos, estando asociados a ambientes de planicie deltaica y marino somero. Espesor: En su localidad tipo se menciona un espesor de 374 m en su localidad tipo. BARNOLA (1963) menciona un truncamiento erosional hasta espesor cero, por encima de la cresta anticlinal de Pedernales, con aumento de espesor flanco abajo, hasta un máximo conocido de 550 m en el pozo PSX-1. PÉREZ DE MEJÍA y TARACHE (1985), en el área del golfo de Paria, no establecen un espesor para la Formación Paria, debido a la similitud litológica y ausencia de fósiles con la Formación Las Piedras, ambas formaciones tienen un espesor de 2200 m en el área norte y 1197 m en el área sur. Relaciones de campo: HEDBERG y SAAS (op. cit.) afirman que la Formación Paria es transicional por encima de la Formación Las Piedras (Formación Quiriquire de aquellos autores), aunque el buzamiento cambia repentinamente desde 37-50 hasta solo 5 en la zona de transición postulada; BARNOLA interpreta este cambio abrupto de buzamiento como evidencia de discordancia. DE SISTO (op. cit.) y BARNOLA (op. cit.) colocan el contacto superior de la Formación Las Piedras en el tope de las primeras arenas bien desarrolladas, infrayacentes a las arcillas laminares de la Formación Paria, a 525 m en el registro del pozo PSX-1. KIDWELL y HUNT señalaron discordancia marcada a profundidades de 15 a 62 m en los flancos del anticlinal de Pedernales. ANDEL y SACHS (1964) identifican este nivel como una superficie erosional del post-Pleistoceno que continúa en el subsuelo del golfo de Paria. MEJÍA y TARACHE (1985), establecen que en el golfo de Paria, área norte, la Formación El Cantil infrayace discordantemente a los sedimentos de las formaciones Paria y Las Piedras, mientras que hacia el área sur, las formaciones Paria-Las Piedras, sin diferenciar, infrayacen a las arcillas, limolitas y arenas de la Formación La Pica. Fósiles: No se mencionan faunas en la localidad tipo. FURRER (en PÉREZ DE MEJÍA y TARACHE, 1985), observa en el área norte del golfo de Paria, la presencia de fragmentos de conchas de pelecípodos, gasterópodos y foraminíferos bentónicos calcáreos como Cibicides sp., Miliammina sp., y hacia la parte superior, la presencia de resto del alga chara, indicativa de agua dulce. Señala que la escasez de fósiles índice en el golfo de Paria, no permite diferenciar las formaciones Paria-Las Piedras. Edad: Pleistoceno con posible extensión a Plioceno tardío. Correlación: La Formación Paria correlaciona por transición lateral con la Formación Mesa; posiblemente sea equivalente de las partes superiores de la Formación Las Piedras en su desarrollo al oeste. Se correlaciona con diversas capas cuaternarias en Trinidad incluidas por KUGLER (1956) en la Formación Llanos (formaciones Cedro y Erin). INVÁLIDO PARIENSE, GRUPO, SISTEMA 806 MESOZOICO (Cretácico) - CENOZOICO (Terciario) Trinidad. WALL y SAWKINS (1860) dividen las formaciones de Trinidad en tres unidades principales, denominadas Grupo Caribbean (sic) (metamórficas del Northern Rangel, Grupo Pariense ("Parian") antiguo (sedimentos cretáceos), y Grupo Pariense (sedimentos terciarios). También mencionaron la extensión del Grupo Pariense inferior a Venezuela septentrional. WALL (1860) se refiere más específicamente al "Sistema Pariense Antiguo" en Sucre septentrional, y GUPPY (1863) se refiere al Pariense Antiguo en Cumaná. Los términos, derivados del golfo de Paria, han caído en desuso desde hace mucho tiempo. INVÁLIDO PARRAL, ARENA (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. WALTON (1967), menciona la unidad arenosa Areniscas Parral, como equivalente de la Arena C-2 de la Formación Misoa, en el subsuelo, al norte y oeste del lago de Maracaibo. Véase: MISOA, FORMACIÓN. INFORMAL PARÚ, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. MENDOZA et. al., (1977) designan con este nombre una de las unidades graníticas que describen informalmente como granitos de Parú, Marieta y Yureba, rocas graníticas de colores gris a rosado claros, semimasivas, porfídicas que afloran en las partes medias de los ríos Parú (en salto Morocoto) y Marueta (en salto Guacamaya), en el municipio Atabapo del estado Amazonas (Hoja N° 6928, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Estas rocas guardan en común lo siguiente: 1) aspecto semimasivo, 2) grano grueso, porfídicos, 3) presencia y abundancia local de biotita-hornblenda ± piroxenos, 4) textura hipidiomórfica granular, 5) ausencia de texturas gráfica, mimerquítica y rapakivi, 6) ser intrusivas en rocas tonalíticas a gabroides y estar intrusionadas por aplitas ricas en biotita. Las rocas graníticas del Paró son verdaderas cuarzo-manzonitas, compuestas de cuarzo (15-25%), plagioclasa (30-40%), microclino pertítico (30-40%), biotita marrón (1-5%) y hornablenda verde (38%). Esfena y apatito son los accesorios más comunes. Químicamente, estas rocas graníticas muestran moderados contenidos de SiO2, Fe2O3, Na2O, k2O y alto de CaO. La extensión real mínima de estas rocas es de unos 3000 Km2. Según MENDOZA et. al., (op. cit.), la edad inferida para estos granitos es de 1700 a 1900 Ma.. Constituyen fuente probable de columbita-tantalita, ilmenita, casiterita, etc. 807 VÁLIDO PASO DIABLO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Estado Zulia. Referencias: Esta unidad fue definida y descrita en el formato del Código Estratigráfico Internacional por HEDBERG y SASS (1937-a); por derecho de prioridad el término ha debido mantenerse como designación válida para las capas carboníferas suprayacentes a la Formación Guasare en el sinclinal de Manuelote. Según SUTTON (1946), las areniscas superiores de la unidad corresponden a la Formación Misoa y la divide en una unidad inferior, que designó Formación Marcelina, y las areniscas de Misoa, suprayacentes. De acuerdo con el ACSN (1961, Art. 14-a) el procedimiento apropiado hubiera sido conservar el término Paso Diablo en un sentido restringido (excluyendo las areniscas de Misoa). Por no haberse aplicado este criterio, la Formación Marcelina es sinónima, en su mayor parte, de Paso Diablo: las dos secciones tipo están separadas por una distancia de sólo pocos kilómetros y atraviesan la misma estructura homoclinal. Pese a la prioridad del término Paso Diablo, la Formación Marcelina ha recibido durante varias décadas reconocimiento mucho más extenso y en general se ha empleado ampliamente en la literatura sobre la región de Perijá-lago de Maracaibo. Por el contrario, la Formación Paso Diablo sólo se ha reconocido en el sinclinal de Manuelote y las referencias a la misma son escasas, a excepción de los cuadros de correlación, donde siempre se ha mantenido. MARTÍNEZ (1983) comienza una campaña para reivindicar la validez del nombre prioritario Paso Diablo, objeta el criterio de darle validez "por costumbre" al nombre Marcelina, lo cual no se conforma con los procedimientos para establecer unidades litoestratigráficas. SCHERER (1997), reconoce la inexistencia física de las secciones tipo de las formaciones Paso Diablo y Marcelina, debido a las labores de minería a cielo abierto en el sinclinal de Manuelote, propone un neoestratotipo de la Formación Paso Diablo en el río Socuy. Localidad tipo: Tanto la localidad tipo original de la Formación Paso Diablo en el caño El Paso del Diablo, tributario del río Guasare, a unos 3 km al sureste de su confluencia. Como la localidad tipo de la Formación Marcelina (su equivalente) en el caño Marcelino (sic), afluente por el noroeste del río Guasare, mal referenciado por SUTTON (1946), ya no existen debido a los trabajos de minería a cielo abierto para la explotación del carbón. En su lugar SCHERER (1997) propone el neoestratotipo del rio Socuy, localizado a unos 10 y 14 km al suroeste de las anteriores secciones tipo. El neoestratotipo comprende la sección del caño Sierra Azul hasta su confluencia al sur con el rio Socuy, y la sección del rio Socuy hasta unos 3,5 km aguas abajo i.e. hacia el este. (Hoja N° 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). 808 Extensión geográfica: Los afloramientos de la formación están en gran parte limitados a la sierra de Perijá y al levantamiento de Totumo-Inciarte en el distrito Mara del estado Zulia. Se conoce en el subsuelo de los campos Mara, La Paz y Alturitas. Descripción litológica: Los afloramientos consisten principalmente de arenisca maciza, ligeramente calcárea, sobre todo en la base de la unidad, de color gris claro, areniscas laminadas gris claro interestratificadas con arcillas y limolitas gris oscuro a gris claro, localmente carbonáceas y micáceas, y numerosas capas de carbón (lignito sub-bituminoso) que varían en espesor desde 1 m en el tope hasta 18 m en la parte inferior de la formación. En la base de la formación las areniscas son muy calcáreas, casi margas, mientras que en la parte media y superior dominan areniscas macizas con nódulos y concreciones ferruginosas de hasta 0.5 m diámetro; tienen estratificación cruzada y planar frecuente, y localmente se encuentran lentes y capas de conglomerados con cemento ferruginosos. Los intervalos cubiertos constituyen aproximadamente un 25% de la sección son probablemente arcillas. Cerca de algunas capas de carbón, sobre todo en la sección del caño Sierra Azul, se encuentran capas de "roca quemada" o "lavas-diques de basalto" que constituyen los remanentes de capas de carbón oxidadas por combustión espontánea, fenómeno frecuente en áreas de afloramiento de carbón. Estas rocas fueron analizadas científicamente por MOTICSKA (1977) quien explica el fenómeno en detalle. La secuencia litológica de unos 14 ciclotemas de carbón y la granulometría de las areniscas sugieren un ambiente deltaico a paludal regional, con periódicas invasiones marinas en la parte inferior y en el tope de la sección. Espesor: El espesor del neoestratotipo, medido con plancheta y corregido por las numerosas repeticiones y fallas mediante fotografías aéreas detalladas, es de 461 m, SCHERER (1997), HEDBERG y SASS (1937) reportan un espesor aproximado de 1000 m para la sección hoy inexistente del caño El Paso del Diablo. YOUNG (en LEV, 1956 reporta 848 m para la sección tipo y 1075 m en la sección del río Guasare. Relaciones de campo: El contacto inferior con la Formación Guasare es concordante y gradacional y se coloca en la base de la primera capa de arenisca calcárea que sigue en sección a las calizas fosilíferas grises y amarillentas de la Formación Guasare. El contacto superior con las formaciones Mostrencos y Misoa es concordante y gradacional y se coloca en la base de una gruesa secuencia de areniscas laminadas de color pardo grisáceo. Fósiles: Los fósiles son raros en la formación, y los que se han reportado tienen escaso valor diagnóstico de edad. YOUNG (en LEV, 1956) reporta foraminíferos arenáceos de los géneros Ammobaculites, Haplophragmoides, Trochamimina y Textularia. Edad: Por su posición estratigráfica encima de la Formación Guasare del Paleoceno y debajo de las formaciones Mostrencos y Misoa del Eoceno temprano, la edad de la Formación Paso Diablo se considera Paleoceno-Eoceno temprano. Correlación: Es equivalente lateral de toda o gran parte de la Formación Los Cuervos (antiguamente "Tercer Horizonte de Carbón") en el estado Táchira. 809 Geoquímica: Los carbones sub-bituminosos de la Formación Paso Diablo tienen características de roca madre de hidrocarburos a escala local. MÉNDEZ y SCHERER (1995) realizaron correlaciones crudo-roca madre con carbones, menes y algunos crudos de los campos Rosario y Tarra, logrando identificar una componente fuerte de hidrocarburos derivados de la Formación Paso Diablo y su equivalente lateral la Formación Los Cuervos. Importancia económica: La Formación Paso Diablo es la principal productora de carbones en los distritos Mara y Perijá del estado Zulia, con las minas a cielo abierto de Paso Diablo y Mina Norte. La mina Cerrajón en Colombia pertenece al mismo intervalo litológico. Sinonimia: La Formación Marcelina de SUTTON (1946) es sinónima de la mayor parte de la Formación Paso Diablo. VÁLIDO PASTORA, SUPERGRUPO PRECÁMBRICO INFERIOR Estado Bolívar. El término Grupo Pastora fue empleado formalmente por ZULOAGA y TELLO (1939) para sustituir el original de NEWHOUSE y ZULOAGA (1929). No obstante, autores posteriores mantuvieron esta última versión. Las rocas habían sido descritas anteriormente por DUPARC (1922) como "rocas verdes" y por ZULOAGA (1930; 1934) como tobas andesíticas verdes depositadas subacuáticamente. Posteriormente fue descrita por MARTÍN BELLIZZIA y BELLIZZIA (1959) y KOROL (1965) quien subdivide la unidad en las formaciones Yuruari, El Callao y Caballape, en secuencia ascendente. MENÉNDEZ (1968; 1972) estudia detalladamente la localidad tipo de la unidad, en la región de Guasipati, estado Bolívar y distingue una unidad de rocas volcánicas máficas en su parte inferior y una unidad de rocas volcánicas félsicas y sedimentarias asociadas en su parte superior. La unidad máfica la identifica como Grupo Carichapo, constituida por las Formaciones El Callao y Cicapra, y la félsica como Formación Yuruari, y eleva la unidad al rango de supergrupo, excluyendo a la Formación Caballape, que señala como separada del mismo por una discordancia angular. MENÉNDEZ (1994) diferencia en la base del Grupo Carichapo a la Formación Florinda. A partir de los trabajos de BENAIM (1972; 1974) las unidades del Supergrupo han sido identificadas, fuera del cinturón de rocas verdes de Guasipati, hacia el este, hasta la frontera con Guyana y hacia el sur hasta las cabeceras del río Cuyuní, en los cinturones de rocas verdes de La Introducción y de El Dorado (MENÉNDEZ, 1994; 1995), donde infrayace discordantemente al Grupo Botanamo. Véanse: CARICHAPO, GRUPO; BOTANAMO, GRUPO; FLORINDA, FORMACIÓN; EL CALLAO, FORMACIÓN; CICAPRA, FORMACIÓN; YURUARI, FORMACIÓN y CABALLAPE, FORMACIÓN. 810 INVÁLIDO PASTORA, GRUPO, SERIE, PRECÁMBRICO INFERIOR Estado Bolívar. El término Grupo Pastora fue empleado formalmente por ZULOAGA y TELLO (1939) para sustituir el original de "Serie" Pastora, introducido por NEWHOUSE y ZULOAGA (1929). No obstante, autores posteriores mantuvieron esta última versión. Las rocas habían sido descritas anteriormente por DUPARC (1922) como "rocas verdes" y por ZULOAGA (1930, 1934) como tobas andesíticas verdes, depositadas subacuáticamente). Descripciones posteriores fueron las de MARTÍN BELLIZZIA y BELLIZZIA (1959) y KOROL (1965) quien subdivide la unidad, en su localidad tipo, en las formaciones Yuruari, El Callao y Caballape, en secuencia ascendente. Con este sentido general fue aceptado por otros autores (KALLIOKOSKI, 1965-a, c; MCCANDLESS, 1965; MARTÍN-BELLIZZIA, 1968). MENÉNDEZ (1968), con base a su estudio detallado de la región de Guasipati, emplea el término Supergrupo Pastora, para abarcar a la Formación Yuruari y al Grupo Carichapo, integrado por las formaciones Cicapra y El Callao; excluyó del conjunto a la Formación Caballape, que señaló como separada del mismo por una discordancia estructural. El Comité de Redacción del LEV, 1997 considera conveniente conservar el nombre geográfico de Pastora, bien sea como grupo, en su acepción clásica, bien como supergrupo, en el sentido que le da MENÉNDEZ (1968). Sin embargo, dadas las discrepancias fundamentales (MENÉNDEZ, 1968, Cuadro 2), se hace necesario invalidar este nombre hasta que estas diferencias sean adecuadamente estudiadas. Se mantiene la validez de las formaciones constituyentes, en espera del establecimiento de una nomenclatura definitiva. Véanse: CABALLAPE, FORMACIÓN; CICAPRA, FORMACIÓN; EL CALLAO, FORMACIÓN y YURUARI, FORMACIÓN. INVÁLIDO "PASTORA-CARICHAPO", ASOCIACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este término es traducción errónea del nombre "Pastora-Carichapo Association" de KALLIOKOSKI (1965-a), publicada en la versión al castellano del mismo estudio. VÁLIDO PATANEMO, MIEMBRO (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Lara. 811 VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957), introdujeron este nombre para designar el sexto miembro, en orden estratigráfico ascendente, de los siete que constituyen su Formación Cazadero. La unidad tiene 40 metros de espesor y consiste de ftanitas grises y lentes de caliza laminada, que meteorizan a un color rosa rojizo. Según ROD (1959), este miembro, junto con el Miembro Mamoncito, representan una repetición estructural del Miembro Cimarrona, pero esto fue negado posteriormente por VON DER OSTEN (1967). El término Cazadero ha sido sustituido por el de Formación Barquisimeto, pero sus miembros mantienen su validez local. Véase: BARQUISIMETO, FORMACIÓN VÁLIDO PATAO, MIEMBRO (Formación Cariaquito) MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Estado Sucre. Este nombre fue introducido por GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1965), para designar la unidad intermedia de la Formación Cariaquito. NEUMAN DE GAMBOA y GONZÁLEZ DE JUANA (1961) lo mencionan nuevamente El miembro aflora típicamente en la quebrada Patao, al este de Puerto de Hierro, península de Paria, estado Sucre y se extiende a lo largo de una faja cercana a la costa sur de Paria oriental. Es un grueso intervalo de calizas con una capa suprayacente de yeso e intercalaciones menores de esquistos y filitas cuarzo-micáceas. En la sección tipo los tramos inferior y superior son de calizas compactas, separadas por un tramo intermedio de calizas finamente estratificadas. La capa de yeso no se ha reconocido al oeste de la ensenada de Cumaca. En la región de los ríos Yaguara y Catalana, el miembro se caracteriza por grandes capas de calizas que alcanzan espesores de 300 m; el espesor del yeso varía entre 20 y 120 m. La unidad es discordante y localmente en contacto de falla con la Formación Macuro infrayacente y por debajo concordante con el Miembro Yacua. Secciones de referencia se observan desde río Salado hacia el oeste. Entre los fósiles que contiene se ha identificado Thecosmilia cumanensis, cladophyllia cf. stewartae y espinas y placas de Pseudocidaris sp., que determinan su edad NeocomienseBarremiense. Algunos intervalos calcáreos incluidos en la Formación Güinimita, hacia el oeste, pueden ser equivalentes cronoestratigráficos de este miembro. Véase: CARIAQUITO, FORMACIÓN. VÁLIDO PATIECITOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) 812 Estado Falcón. Referencias: HODSON (1926) propone el término "Serie de Los Patiecitos" para designar una secuencia de areniscas conglomeráticas, lutitas negras y calizas silíceas expuestas en la quebrada Los Patiecitos en el flanco norte de la serranía de San Luis, cerca del pueblo de Los Alambiques. LIDDLE (1928) incluye esta sección en la Formación San Luis. SENN (1940) la atribuye al Oligoceno medio y, junto con las arenas de San Juan de La Vega, la considera infrayacente a la Formación San Luis y suprayacente a la Formación Tacal. WHEELER (1960, 1963) y DIAZ DE CAMERO (1977) consideran que la Formación Patiecitos representa una facies detrás del arrecife y le asignan edad Oligoceno y tentativamente Oligoceno tardío-Mioceno temprano, respectivamente. Localidad tipo: La unidad tiene su localidad tipo en la quebrada Los Patiecitos, en el flanco norte de la serranía de San Luis, distrito Miranda, estado Falcón. (Hoja N° 6249, escala 1:100 000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora a lo largo del flanco norte de la serranía de San Luis y se acuña al este y oeste. Hacia el norte, la formación se acuña contra la antigua área positiva de Paraguaná. Descripción litológica: WHEELER (1960, 1963) describe la Formación Patiecitos como una secuencia de lutitas interestratificadas con areniscas y algunas calizas; las lutitas predominan en la parte inferior de la formación, pero la proporción de arenas incrementa gradualmente hacia la parte superior. Las calizas se encuentran más frecuentes hacia el tope. Las lutitas son de color gris oscuro y tienen fractura en bloques. Las areniscas son frecuentemente de tipo "sal y pimienta", de grano fino a grueso y de colores gris, gris blanquecino y marrón; en la parte superior de la formación contienen lentes conglomeráticos. Las calizas generalmente son de colores grises, fosilíferas, arenosas y se encuentran desde capas delgadas hasta capas de espesor mediano. Hacia el tope de la formación se encuentran frecuentes capas gruesas de calizas del tipo de las calizas de la Formación San Luis. ESTEVES y VILLALTA (1989) describen la unidad al oeste de la sección tipo como subdividida en dos partes o miembros. La sección inferior se caracteriza por lutitas laminadas de color oscuro intercaladas con areniscas pardas y negras, ocasionalmente fosilíferas y bioturbadas, y cantidades menores de limolitas. La parte superior tiene, además de lutitas y areniscas como las anteriores, areniscas conglomeráticas, calizas fosilíferas y bioturbadas grises, conglomerados de cantos de corales, de 5 a 20 cm de diámetro, además de algunos niveles de fragmentos de corales y ostreidos en matriz arcillosa. La Formación Patiecitos se considera como facies de relleno entre el arrecife de San Luis y la costa de Paraguaná (WHEELER, 1960, 1963; DÍAZ DE CAMERO, 1989). ESTEVES y VILLALTA (1989) interpretan un ambiente de laguna pobremente oxigenada para la parte inferior de la formación, que pasa hacia arriba a condiciones de laguna normalmente oxigenada, con acarreos de tormenta desde el arrecife, que se desarrollaba al sur (arrecife de San Luis). 813 Espesor: El espesor total de la formación se desconoce. WHEELER (1960,1963) midió 575 m en una sección incompleta cerca de Patiecitos. ESTEVES y VILLALTA (1989) miden un máximo de 685 m en sección incompleta, al sur de Chuchure. Relaciones de campo: El contacto inferior no se ha observado. SENN (1940) postula el contacto como suprayacente a la Formación El Paraíso y/o quizás a rocas del Eoceno, pero esto parece improbable. El contacto superior es concordante con parte de la Formación San Luis, y más hacia el norte, donde desaparece la cuña de la Formación San Luis, la Formación Patiecitos infrayace a la Formación Guarabal, con un contacto abrupto que puede ser localmente discordante, como en el área de Guarabal (WHEELER, 1960, 1963). Fósiles: La unidad contiene macroforaminíferos. WHEELER (1960, 1963) cita Operculinoides bullbrooki y O. semmesi en las calizas macizas de la parte superior de la formación. La fauna en las lutitas es escasa y no ha sido estudiada adecuadamente. Edad: La edad no ha sido determinada con toda precisión (DÍAZ DE GAMERO, 1989). Con base a los foraminíferos bénticos, WHEELER (1960, 1963) le asigna edad Oligoceno y DÍAZ DE GAMERO (1989) la restringe al Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Correlación: La Formación Patiecitos hacia el sur pasa gradualmente a la Formación San Luis; hacia el este y oeste se interdigita con las formaciones Pecaya y Pedregoso. Hacia el norte, la formación se acuña contra la antigua tierra de Paraguaná (WHEELER, 1960, 1963). INVÁLIDO PATIECITOS, SERIE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por HODSON (1926) para designar la Formación Patiecitos de uso actual. Véase: PATIECITOS, FORMACIÓN. VÁLIDO PAUJÍ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Zulia. Referencias: TOBLER (1922) y GARNER (1926) fueron los primeros en mencionar la Lutita de Paují, cuya primera descripción fue publicada por LIDDLE (1928). NUTTALL, (1935) y TASH, (1938-a, b) incluyen la actual Formación Mene Grande dentro de esta 814 unidad, como miembro superior. RENZ (1942), establece la separación en dos formaciones. WALTON (1966, 1968) describe la formación, diferenciándola de la Formación Mene Grande. GUEDEZ (1985) infiere su existencia entre Monay (estado Trujillo) y Carora. GRAVES (1988) describe la formación en el centro del lago de Maracaibo. Localidad tipo: Rio Paují, de donde se deriva el nombre, donde emerge de la serranía de Trujillo, unos 20 km al sureste del campo petrolífero de Mene Grande, estado Zulia. (Hoja N° 6045, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Esta sección es pobre debido a los efectos de la erosión, al fallamiento y a la escasez de afloramientos. La unidad aflora casi perfectamente en las cercanías, a lo largo del río San Pedro, el cual ha sido, por lo tanto, utilizado ampliamente como sección de referencia. Extensión geográfica: La unidad se reconoce en afloramientos al este del lago de Maracaibo y a lo largo del flanco noroccidental de Los Andes. En el subsuelo se presenta a lo largo del borde oriental del lago, en las áreas de Cabimas, Bachaquero y Ceuta. También se extiende hacia el oeste, en la parte central del lago, en una depresión estructural donde se encuentran los pozos LPG, aunque generalmente hacia el este de la costa oriental del lago esté ausente por erosión anterior al Mioceno. Descripción litológica: Esencialmente, la unidad es una espesa secuencia de lutitas, claramente diferenciable de las areniscas de las formaciones Misoa infrayacente, y Mene Grande suprayacente. Las lutitas típicas tienen color gris mediano a oscuro, y son macizas a fisiles y concrecionarias. En estado fresco, son firmes, y frecuentemente exhiben fractura concoidal, pero meteorizan rápidamente a masas blandas y escamosas. En general, hay una virtual ausencia de arenas; una excepción, restringida a la región de Mene Grande, es la Arena de Paují Medio (Middle Paují Sand). La rica y variada fauna de foraminíferos índice que la formación a través del área de deposición reconocida, fue depositada en aguas limpias y profundas, de talud superior y medio (GRAVES, 1988). La sedimentación de Paují constituye una transgresión marina desde el este-noreste, solapando sobre la Formación Misoa. Espesor: El espesor total en la sección de referencia del río San Pedro, es de 1200 m. En otros sitios, la complejidad estructural impide la medición precisa, o bien, el tope de la formación ha sido erosionado. En el subsuelo del lago de Maracaibo, se reconocen espesores erosionados de hasta 820 m en Ceuta, y en el centro del lago hay hasta 200 m preservados. Relaciones de campo: El contacto inferior es generalmente transicional y concordante con las capas de la Formación Misoa. En algunas localidades se han reconocido unas capas de caliza (Formación Caús), entre las formaciones Misoa y Paují, aunque esta formación es considerada como Eoceno tardío, y la Misoa Eoceno medio. El contacto superior es generalmente discordante y angular, con capas más jóvenes y sólo en el área del campo Mene Grande, se reconoce el contacto concordante y transicional con la Formación Mene Grande. 815 Fósiles: Las lutitas de Paují, en especial su porción superior, contienen ricas faunas de foraminíferos. NUTTAL (1935) afirmó haberlas descrito, pero según WALTON (1966), sus muestras provenían principalmente de las formaciones Jarillal y Mene Grande, más jóvenes. WALTON enumeró un conjunto de foraminíferos planctónicos, entre los cuales destacan: Globigerina senni, Globorotalia bolivariana, G. spinuloinflata y Truncorotaloides rohri, que representan la zona de Porticulosphaera mexicana. Edad: La edad de la zona de Porticulosphaera-mexicana, corresponde al intervalo del Eoceno medio. Esta determinación con base a foraminíferos planctónicos, concuerda bien con las edades asignadas a las formaciones Misoa infrayacente, y Mene Grande suprayacente, basada principalmente en macroforaminíferos. Numerosas referencias publicadas erróneamente, atribuyen la Formación Paují al Eoceno tardío. Correlación: En la mayor parte del territorio venezolano, los sedimentos de fines del Eoceno medio, fueron profunda o totalmente erosionados, durante los levantamientos que precedieron a las transgresiones del Eoceno tardío y Mioceno temprano, por consiguiente, sólo hay vestigios locales de lutitas de cuenca, correlativas de la Formación Paují. WALTON (1966) señaló ejemplos en Falcón oriental, Guárico-Cojedes y Monagas. Más al oeste se reconocen grados de equivalencia lateral, entre la parte inferior de la Formación Paují y las capas superiores de la Formación Misoa. Es conveniente señalar además, las correlaciones erróneas. Hay una semejanza engañosa entre la Formación Paují del Eoceno medio y las Lutitas de Jarillal del Eoceno tardío (formaciones Ambrosio, Paloma Alta, de diversos autores), a pesar de que pertenecen a dos secuencias litológicas separadas entre sí por una pronunciada discordancia regional. En la literatura existe gran confusión en este sentido, y se ha aplicado libremente el término "Paují" a estratos que en realidad corresponden a la secuencia más joven, como por ejemplo, en el pozo Pica Pica, antiguamente utilizado como sección de referencia de la Formación Paují, y también en los campos petrolíferos de Barinas. La confusión ha sido despejada, hasta cierto punto, en la literatura más reciente (WALTON, 1966; GUEVARA, 1967) pero persisten algunos puntos no resueltos". En dicha edición, no se pudo afirmar, a base de la información publicada, si es correcto el extenso reconocimiento de las lutitas de Paují en Trujillo oriental, por encima de la Formación Caús, o si se trata de otro caso de correlación errónea. No obstante, es común el reconocimiento de las lutitas de Paují encima de la Formación Caús en esa región (GUEDEZ, op. cit.), a pesar de la edad Eoceno tardío de la última. Es posible que haya una correlación errónea de lutitas del Eoceno tardío, o de la definición de la Formación Caús. Importancia económica: Las arenas desarrolladas en la parte media de la formación, son productoras de petróleo en el campo de Mene Grande. Sinonimias: Sinónimos en desuso de la Formación Paují son las Lutitas de Río Raya y Los Baños de GARNER (1926). El término se ha empleado incorrectamente en Barinas, tanto en el caso de la Formación Zapa o Paují de MACKENZIE, que es una unidad cretácea (véase ALBERDING, 1965), y la Paují (o Pagüey) de los campos petrolíferos (MILLER et 816 al., 1963; ZAMBRANO, 1968), que pertenecen a un ciclo sedimentario más joven del Eoceno. INVÁLIDO PAVIA, CAPAS DE, FACIES DE BLOQUES DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Lara. BUSHMAN (1959, 1965) describió con estos nombres a una serie de capas de peñones, expuestas en las cercanías del kilómetro 9 de la carretera Barquisimeto-Carora, en la localidad de Alto Pavia, estado Lara. La secuencia consiste de lutitas areniscas y lentes conglomeráticos, con una o más zonas de cantos y bloques de tamaño y composición variables, embebidos en las lutitas. En la región de Barquisimeto CORONEL y RENZ (1960) se refieren a esta secuencia con el nombre de Terciario no diferenciado en "facies flysch". VON DER OSTEN (1967) propuso retener el término Pavía para designar la facies "wild flysch". BELLIZIA y RODRIGUEZ (1967, 1968) incluyeron estos horizontes dentro de las turbiditas del Terciario temprano del estado Lara, que designaron con el nombre de Formación Matatere. Véase: MATATERE, FORMACIÓN. INVÁLIDO PECAYA, CALIZA DE, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Estos nombres informales fueron empleados por GARNER (1926) y SENN (1935) respectivamente, para designar rocas de la Formación Pecaya de uso actual. Véase: PECAYA, FORMACIÓN. VÁLIDO PECAYA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno medio-Mioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: EI nombre de Pecaya aparece por primera vez en la literatura geológica como caliza de Pecaya (GARNER, 1926), refiriéndose a las calizas grises con foraminíferos que afloran al norte de la población del mismo nombre y no puede considerarse, por tanto, como la referencia original de la moderna Formación Pecaya, enteramente lutítica y de 817 enorme extensión regional. La definición de la Formación Pecaya fue hecha por SENN (1935) y se refiere a la unidad de lutitas oscuras comprendida entre las areniscas de San Juan de La Vega y las calizas de Pedregoso, unidades que están muy bien expuestas en el río Mitare, al oeste de Pecaya. Las tres formaciones fueron reunidas en el Grupo Mitare por MENCHER et al., (1951) en su tabla de correlación, discordantemente por encima de las formaciones Tacal, Paují, Misoa y Trujillo, de arriba hacia abajo. Todos estos autores consideraban las capas de El Paraíso como pertenecientes a la Formación Misoa y las lutitas oscuras por encima de éstas como la Formación Paují, idea que prevalece en la literatura hasta la primera edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela (JOHNSON, en LEV, 1956). En esta obra se establece la independencia de las formaciones El Paraíso y Misoa y de las formaciones Pecaya y Paují, pero se introduce el error, ratificado posteriormente por WHEELER (1960, 1963) de establecer la equivalencia de las areniscas de San Juan de La Vega con la Formación El Paraíso, quedando así las sección sedimentaria del centro de la cuenca de Falcón y, por ende, la Formación Pecaya, reducidas a un espesor muy inferior al real. HUNTER y FERRELL (1972) demuestran que las dos unidades caracterizadas por areniscas están separadas por un grueso espesor de lutitas que denominaron Formación Purureche. DÍAZ DE GAMERO (1977) desecha el nombre anterior por constituir parte integral de la Formación Pecaya, de la cual solo podría ser diferenciada en base a fósiles. DEL OLLO et al., (1994) mencionan algunos datos sobre la geoquímica orgánica de la unidad. Localidad tipo: La localidad tipo originalmente designada por SENN (1935) se encuentra a unos 10 km al oeste de la población de Pecaya, en el río Mitare, distrito Bolívar, estado Falcón. (Hoja N° 6249, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Según estudios más modernos (DÍAZ DE GAMERO, 1977), la sección aquí expuesta corresponde tan sólo a la parte superior de la formación. Extensión geográfica: Ocupa todo el centro de la cuenca de Falcón, entre las serranías de San Luis, al norte y Churuguara, al sur. Hacia el oeste llega a la cuenca del río Tupure y al este hasta la llanura aluvial de los ríos Remedios y Hueque (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Descripción litológica: La Formación Pecaya consiste esencialmente de lutitas gris oscuro, generalmente fósiles y limolíticas, localmente calcáreas, con ocasionales interestratificaciones de areniscas y calizas bioclásticas, en capas delgadas. Estas intercalaciones se han citado principalmente de la región norte, cerca de la sierra de San Luis, donde también aparecen grandes concreciones irregulares de material calcáreo, de color ocre amarillento, de hasta más de 2 m de diámetro (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Hacia los bordes occidental y sur de la cuenca, la formación contiene capas de arenisca parduzca, limolitas nodulares de color gris oscuro, areniscas glauconíticas y en algunos casos, intercalaciones de calizas. También se encuentran nódulos de arcillas ferrolítica de unos 10 cm de diámetro, alineados según la estratificación (WHEELER, 1960; 1963). La Formación Pecaya contiene un miembro arenoso completamente incluido dentro de ella, denominado Miembro San Juan de La Vega, que aflora al norte del centro de la cuenca, en las cercanías de río Mitare (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Hacia la base de la formación, en la parte central de la cuenca, las lutitas son calcáreas, meteorizan a gris claro, en ocasiones 818 casi blanco y los afloramientos están cubiertos de pequeños fragmentos de calcita (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Localmente, también hacia la base de la unidad, se encuentran algunos lentes de caliza fuertemente lenticular, de los cuales la caliza de Bocaína es uno de los más extensos. A lo largo de una faja relativamente estrecha, que empieza directamente al sur de La Cruz de Taratara y termina al este de Pueblo Nuevo, afloran una serie de cuerpos ígneos de carácter basáltico, que intrusionan la Formación Pecaya (CORONEL, 1970; MUESSIG, 1978). La espesa y extensa unidad lutítica fue sedimentada en condiciones marinas profundas, de acuerdo a todas las evidencias. DÍAZ DE GAMERO (1977) documenta profusamente la evolución paleobatimétrica de la formación en base a los foraminíferos bénticos. Los intervalos basales de las lutitas que suprayacen a la Formación El Paraíso (e, igualmente, al Miembro San Juan de La Vega) contienen una microfauna indicativa de profundidades moderadas, alrededor de 100 m. Las asociaciones subsiguientes indican una rápida subsidencia hasta la zona batial intermedia, seguramente sin llegar a los 1000 m de profundidad para la parte inferior de la Formación Pecaya. El intervalo de faunas arenáceas marca un período de fuerte subsidencia que, en un corto tiempo, llevó a la cuenca a profundidades superiores a los 1000 m, llegando posiblemente a los 1500 m. Espesor: WHEELER (1960; 1963) menciona un espesor de 600 m cerca de Pedregal, en el área tipo, que corresponde tan sólo a la parte superior de la formación, por encima del Miembro San Juan de La Vega. Al oeste, en el distrito Buchivacoa, el mismo autor indica un espesor de 1300 m. JAECKLI y ERDMANN (1952), citados por DÍAZ DE GAMERO (1977), sugieren un espesor superior a los 2500 m, llegando a mencionar un valor de hasta 4000 m para el espesor original de la Formación Pecaya al sur y sureste de Tupure. DÍAZ DE GAMERO (1977) menciona 1000 m para la parte superior de la Formación Pecaya, entre el Miembro San Juan de La Vega y la Formación San Luis, al este de Pecaya. Igualmente, estima en no menos de 1000 m el espesor de la parte inferior de la formación, entre la Formación El Paraíso y el Miembro San Juan de La Vega. HUNTER y FERRELL (1972) midieron 1490 m para su Formación Purureche (parte inferior de la Formación Pecaya) en la quebrada Maica, al sur de Purureche. Relaciones de campo: El contacto inferior, con la Formación El Paraíso, es siempre concordante y generalmente transicional. El contacto superior es variable. En la parte norte, de las cercanías de La Cruz de Taratara hacia el este, la Formación Pecaya se interdigita con la Formación San Luis, hasta que, al terminar esta, las lutitas de Pecaya se confunden con la sección predominantemente lutítica de Falcón oriental. Desde Pecaya a Pedregal, el contacto superior es concordante y transicional con la Formación Pedregoso. Al oeste de Pedregal, el contacto, siempre concordante, es con la Formación Castillo. Hacia el sur, la Formación Pecaya se intercala repetidamente con la Formación Churuguara (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Fósiles: La formación es ricamente microfosilífera. DÍAZ DE GAMERO (1977) hace un estudio detallado de los foraminíferos planctónicos y bénticos, complementado con 819 nanoplancton calcáreo, que permite una interpretación de la edad y de la evolución paleobatimétrica del área de sedimentación de la unidad. La riqueza de la microfauna referida en ese trabajo hace imposible su transcripción completa. Entre los foraminíferos planctónicos mencionaremos solamente los índices de edad, que de abajo hacia arriba son: Globorotalia opima opima, Chiloguembelina cubensis, Globigerina ciperoensis angulisuturalis, G. prasaepis. G. ciperoensis ciperoensis, G. tripartita, G. venezuelana, G. praebulloides, Catapsydrax dissimilis, Cassigerinella chipolensis, Globigerinoides primordius, Globorotalia mayeri (=siakensis), G. kugleri, Globigerinoides trilobus, G. ruber (=subquadratus), Globigerinita incrusta. De la parte inferior de la Formación Pecaya, se reconocieron las siguientes especies de nanoplancton calcáreo: Discoaster deflandrei, Ericsonia ovalis, Cyclicargolithus floridanus, Reticulofenestra abisecta, Sphenolithus moriformis, Dictyococcites bisectus. A excepción de este último taxón, siguen todas las especies hacía la parte superior, además de Sphenolithus conicus, Helicopontosphaera euphratis, Discoaster druggi, Coronocyclus nitescens, Dictyococcites scrippsae, Discolithina segmenta. Respecto a los foraminíferos bénticos, se reconocen dos conjuntos bien diferenciados: uno de alta diversidad, con predominio de formas calcáreas y otro conformado exclusivamente por arenáceos. Este último se encuentra incluido en la parte media de la formación, mientras que las partes inferior y superior de la unidad contienen el conjunto diverso. Algunas especies de Uvigerina y de Siphogenerina parecen tener valor estratigráfico, como son Uvigerina jacksonensis, U. havanensis, U. tumeyensis, Siphogenerina nodifera, que están restringidas al Oligoceno, mientras que Siphogenerina transversa, S. senni, S. hubbardi son exclusivamente miocenas. La distribución de la mayoría de las especies, sin embargo, parece responder a condiciones paleoecológicas. Un conjunto de alta diversidad contiene, entre las más importantes, especies de los géneros Bathysiphon, Cyclammina, Textularia, Karreriella, Martinottiella, Dorothia, Lenticulina, Sigmomorphina, Sphaeroidina, Brizalina, Stilostomella, Bulimina, Uvigerina, Siphogenerina, Siphonina, Cassidulina, Gyroidinoides, Oridorsalis, Cibicidoides, Melonis, Planulina, Osangularia . El conjunto arenáceo, denominado de Valvulina flexilis por la especie más abundante, contiene además Gravellina narivaensis, Alveovalvulinella pozonensis, Haplophragmoides carinatus, Liebusella crassa y varias especies de Trochammina, Bathysiphon, Ammodiscus, Cyclammina, Martinottiella. De las intercalaciones calcáreas de la parte superior de la formación, cerca de la sierra de San Luis, se recobraron los siguientes macroforaminíferos: Miogypsinoides bantamensis, Miogypsina gunteri, Lepidocyclina (Lepidocyclina) canellei, Heterostegina antillea. Edad: La edad definida con base a foraminíferos planctónicos va desde la Zona de Globorotalia opima, del Oligoceno a la Zona de Catapsydrax dissimilis, del Mioceno temprano. La edad definida por nanoplancton calcáreo va de la Zona de Sphenolithus distentus a la Zona de Discoaster druggi, que se corresponde con la de los foraminíferos planctónicos. Dentro de la Formación Pecaya se encuentra, por tanto, representado el límite Oligoceno-Mioceno, que también corresponde al límite Paleógeno-Neógeno. 820 MUESSIG (1978) determinó una edad K/Ar de 22,9 ± 0,9 Ma en los cuerpos ígneos intrusivos dentro de la Formación Pecaya. Correlación: WHEELER (1960; 1963) considera todo su Grupo Mitare, que incluye el Miembro San Juan de La Vega más la parte superior de la Formación Pecaya y la Formación Pedregoso, como equivalentes a la formación San Luis. DÍAZ DE GAMERO (1977) indica que la interdigitación de la parte más superior de la Formación Pecaya y las calizas de la Formación San Luis puede verse en el campo al este de Pecaya. Los primeros aportes de carácter arrecifal dentro de las lutitas de Pecaya son en la parte superior de la misma, de manera que la autora considera que solo la parte de la formación por encima del Miembro San Juan de La Vega se correlaciona con la Formación San Luis. La Formación Pedregoso parece ser una facies local dentro de la Formación Pecaya y es, por tanto, equivalente a la parte superior de esta, en su totalidad. La parte media y superior de la Formación Pecaya se correlacionan con la Formación Castillo, al oeste de la cuenca (DÍAZ DE GAMERO, 1977). En la región meridional, se correlaciona con la parte media y superior de la Formación Churuguara, siendo posible observar la interdigitación entre ambas unidades en el campo (DÍAZ DE GAMERO, 1977). DÍAZ DE GAMERO (1985b) correlaciona la Formación Pecaya con la mayor parte de la mitad inferior de la Formación Agua Salada de Falcón nororiental y con la mayor parte de la Formación Guacharaca y el Miembro El Salto de la Formación San Lorenzo de RENZ (1948), en Falcón centro-oriental. Geoquímica: DEL OLLO et al., (1994) indican que la Formación Pecaya, tanto en afloramientos como en el subsuelo se encuentra sobremadura (Tmax 526° C, Ro >2%). Sinonimia: La Formación Pecaya incluye las lutitas de Pedregal de LIDDLE (1928) en parte, las lutitas de Tupure de HALSE (1937), las lutitas con Globigerina de SENN (1935) y la Formación Tupure de HUNTER y FERRELL (1972). Véanse: SAN JUAN DE LA VEGA, MIEMBRO y BOCAINA, CALIZA DE INVÁLIDO PEDERNALES, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Delta Amacuro. LIDDLE (1928, 1946) empleó los nombres de "capas" o "Formación Pedernales" para designar lutitas y areniscas petrolíferas expuestas en las islas de Pedernales y Plata, en el extremo norte del delta del Orinoco. Hoy se reconocen como representantes de una parte limitada de la Formación La Pica, definida a base de secciones más completas en el subsuelo. Pese a su prioridad, el término nunca tuvo empleo general y debe considerarse fuera de uso. En el campo petrolífero de Pedernales una de las tres subdivisiones 821 principales de la Formación La Pica del subsuelo es el Miembro Pedernales (BARNOLA, 1960), que a pesar de su homonimia, no tiene relación con los afloramientos designados por LIDDLE (op. cit). INFORMAL PEDERNALES, MIEMBRO (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Delta Amacuro. El término Miembro Pedernales, lo introduce y publica originalmente por MENCHER et al. (1951), para designar el miembro medio de los tres que integran la Formación La Pica en el campo de Pedernales, en la parte norte del delta del Orinoco, estado Delta Amacuro, donde es la principal unidad productora de petróleo. BARNOLA (1960), describe la litología del miembro, y subdivide en los intervalos P-2 (superior) y P-5 (inferior), separados por una lutita de 30 m de espesor, DE SISTO (1960-b), correlaciona el Miembro Pedernales, con la parte superior de la Zona "E", hasta la Arena "T-11", del área mayor de Santa Bárbara, estado Monagas. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. INVÁLIDO PEDREGAL, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. LIDDLE (1928) menciona las Lutitas de Pedregal con localidad tipo en el río del mismo nombre, al sur del pueblo de Pedregal, y las correlaciona con la Formación Perijá del Eoceno. SENN (1935, 1940) señaló su edad Oligoceno medio y su equivalencia con las lutitas de Pecaya. JONHSON (en LEV, 1956) y WHEELER (1960) rechazan el nombre por su sinonimia con la Formación Pedregoso, mejor descrita. Véase: PEDREGOSO, FORMACIÓN. INVÁLIDO PEDREGOSO, EQUIVALENTES A CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. 822 Algunos taladros perforados en el centro-este y este de Falcón perforaron rocas semejantes a la Formación Pedregoso, que fueron designadas por WHEELER (1960, 1963) con este nombre informal. Véase: PEDREGOSO, FORMACIÓN. VÁLIDO PEDREGOSO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: El nombre de caliza de Pedregoso aparece originalmente en la literatura, mencionado por SENN (1935) como parte de su Formación San Luis Superior, junto con las calizas arrecifales de la serranía de San Luis, la caliza de Baños y la caliza del cerro Guasiquí, excepción de las calizas arrecifales de San Luis, todas las demás unidades antes mencionadas pertenecen a lo que hoy se llama Formación Pedregoso. La unidad aparece por primera vez con rango formacional en el cuadro de correlación de MENCHER et al., (1951), en la parte superior de su Grupo Mitare. La formación es descrita ampliamente por WHEELER (1960; 1963) y, en gran detalle, por DIAZ DE GAMERO (1977). Localidad tipo: La localidad tipo, designada por SENN (1935), se encuentra a orillas del río Mitare, en la desembocadura de la quebrada La Horqueta. El caserío Pedregoso, situado originalmente en este punto, ya no existe. (Hoja N° 6249, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La extensión de la Formación Pedregoso es muy limitada. Se encuentra bordeando el margen suroccidental de la serranía de San Luis, desde Pecaya hasta Agua Clara. Se ha reconocido tan solo hasta Pedregal al occidente y hasta Guasiquí, unos 8 km al sur de Pecaya, en el sur (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Descripción litológica: Según DÍAZ DE GAMERO (1977), la litología consiste de lutitas con intercalaciones rítmicas de calizas y, en menor proporción, de areniscas y limolitas. Las lutitas son de color gris oscuro, duras, limosas y muy calcáreas; a veces contienen pirita y rompen con fractura concoidea, en forma de bloque. Las calizas, predominantes en la mitad inferior de la unidad, son de color gris oscuro, generalmente bioclásticas y muestran gradación en el tamaño de grano. El espesor de las capas varía de unos pocos centímetros a 0,5 m y, con frecuencia, la base es irregular por efecto de las marcas de carga y de flujo. En la parte basal de algunas capas, los clastos son de tamaño conglomerático y pueden observarse los fragmentos de corales y de foraminíferos grandes a simple vista, además de gránulos de cuarzo y de ftanita negra. En sección delgada, las calizas resultaron ser del tipo granular con lodo, con algunas de ellas granulares y otras lodosas, en menor proporción. Los granos están constituidos por foraminíferos bénticos de varios tipos, notablemente macroforaminíferos calcáreos, y 823 fragmentos de corales, algas, moluscos y equinodermos. La micrita contiene siempre elementos pelágicos, principalmente foraminíferos planctónicos. La proporción de granos detríticos de cuarzo, ftanita y fragmentos de rocas aumenta hacia arriba en la sección. Estas calizas son de tipo alodápico, es decir, calizas bioclásticas redepositadas, que muestran los intervalos Ta y Tab del modelo de Bouma. Las calizas pelágicas, constituidas por micrita con foraminíferos planctónicos son menos comunes. Las limolitas son calcáreas, gris oscuras y generalmente muestran una laminación muy fina y algunas rizaduras pequeñas en la parte superior. Las areniscas predominan en la mitad superior de la formación, son generalmente calcáreas y muy variables, siendo las más comunes las de grano fino, en capas delgadas, con laminación paralela y que a veces contienen cristales cúbicos de pirita muy visibles. Hacia la parte superior, se encuentran algunas capas gruesas, de hasta 2 m de espesor, de grano medio y, al tope, algunas areniscas conglomeráticas de "sal y pimienta", que WHEELER (1960, 1963) asigna a la Formación Guarabal. Petrográficamente, las areniscas corresponden al tipo lítico, con proporción de 5 a 25% de barro calcáreo micrítico con foraminíferos planctónicos. El tamaño de grano varía de muy fino a conglomerático y se reconocen los intervalos Ta y Tab del modelo de turbiditas de Bouma. En la sección de El Baño, al sur de Agua Clara, son comunes los pliegues intraformacionales, las estructuras de desprendimiento e, incluso, las capas rodadas. Las estructuras de origen orgánico están limitadas a la mitad inferior, calcárea, de la formación, con frecuente Zoophycus de tipo complejo, Chondrites de tipo delicado, común en el tope de ciertas capas, y Paleodyction raro, de malla grande. Las madrigueras ramificadas e irregulares, paralelas a la estratificación son muy frecuentes. Según DÍAZ DE GAMERO (op. cit.), el carácter turbidítico y la composición de las calizas y areniscas y la paleobatimetría batial indicada por la microfauna, además de los icnofósiles de la facies de Zoophycus, establecen un paleoambiente de abanico submarino al pie de un arrecife (Formación San Luis). Las intercalaciones de clásticos detríticos van haciéndose progresivamente más numerosas hacía arriba en la sección, reflejando un levantamiento activo en el área de Paraguaná, que terminó eventualmente con el crecimiento arrecifal y aportó los clásticos gruesos del tope de la Formación Pedregoso. Espesor: WHEELER (1960; 1963) menciona un espesor incompleto de 124 m en el río Mitare. DÍAZ DE GAMERO (1977) establece que la formación se acuña hacia el este, cerca de Pecaya. Hacia el oeste aumenta rápidamente de espesor a expensas de la Formación Pecaya. El espesor cerca de Carrizal es de 680 m. WHEELER (1960, 1963) menciona un máximo de 838 m en las cercanías de Pedregal. Relaciones de campo: Según DÍAZ DE GAMERO (1977), la Formación Pedregoso es una cuña que pasa hacia el este a la Formación Pecaya, con la cual tiene su contacto inferior concordante y transicional. El contacto superior, concordante también, pero muy brusco, es con la Formación Agua Clara. Lateralmente y hacia el oeste pasa transicionalmente a la Formación Castillo en las cercanías de Pedregal. 824 Fósiles: Las calizas contienen una fauna muy variada de fragmentos de corales, algas, moluscos y equinodermos, además de foraminíferos grandes. La fracción pelítica de las turbiditas y las lutitas contienen, en la parte inferior de la Formación Pedregoso, una microfauna semejante a la de la parte superior de la Formación Pecaya, pero mal preservada. La preservación hacia arriba se hace progresivamente más pobre, y el tope es prácticamente estéril. Entre los foraminíferos planctónicos, DÍAZ DE GAMERO (1977) cita Catapsydrax dissimilis, Globigerina venezuelana, Globigerinoides trilobus. Los foraminíferos bénticos incluyen Tritaxia jarvisi, Uvigerina mexicana, Siphogenerina senni, S. transversa, S. hubbardi, Hanzawaia mantaensis, Siphonina tenuicarinata, Gyroidinoides altiformis, Dorothia cylindrica, Lenticulina spp., Sigmomorphina trinitatensis, Haplophragmoides renzi, Sphaeroidina bulloides, Martinottiella panda, M. communis, Textularia mexicana, Cyclammina acutidorsata, Bathysiphon sp. La microfauna béntica redepositada está representada por Amphistegina angulata, Gypsina vesicularis, Heterostegina maulea, Miogypsina gunteri, Lepidocylina (Lepidocyclina) canellei, Lepidocyclina (Eulepidina) undosa, Spiroclypeus bullbrooki. El nanoplancton calcáreo incluye Helicopontosphaera euphratis, Sphenolithus conicus, S. moriformis, Reticulofenestra abisecta, Cyclicargolithus floridanus, Ericsonia ovalis, Discoaster deflandrei. Edad: La edad de la formación es Mioceno temprano, parte superior de la Zona de Globigerinoides primordius e inferior de la Zona de Catapsydrax dissimilis con base a foraminíferos planctónicos y Zona de Discoaster druggi por nanoplancton calcáreo (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Correlación: La Formación Pedregoso se acuña contra la Formación Pecaya al este y sur. Al oeste pasa a la Formación Castillo y, al norte y noreste, es equivalente de la Formación San Luis (WHEELER, 1960, 1963 y DÍAZ DE GAMERO, 1977). INVÁLIDO PEGÓN, SILL DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. CHASE (1965) publica este término para designar un sill de granito biotítico, emplazado en el Complejo de Imataca en la zona de Las Adjuntas-Panamo. El autor señaló que éste es uno de los cuerpos graníticos que en esta zona son relativamente pequeños, aun cuando en otros sitios constituyen plutones de gran tamaño. El sill de Pegón es una capa concordante de unos 300 m de espesor, expuesta 2 km al noreste de El Encanto, cerca de la escuela de El Pegón, que se extiende por un kilómetro de distancia a lo largo del rumbo en dirección oeste-noroeste. El granito biotítico es de grano medio a grueso y dentro de él se intercalan capas de granulita máfica de pocos metros de espesor. El sill suprayace e infrayace granulitas piroxénicas. El término es inválido por homonimia con la Formación El Pegón del Mioceno tardío-Plioceno (Lara) y deberá ser reemplazado. 825 VÁLIDO PEÑA DE MORA, AUGENGNEIS DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Distrito Federal. El nombre de "Augen-gneis de Peña de Mora" fue introducido por AGUERREVERE y ZULOAGA (1937). Posteriormente DENGO (1950, 1951) eleva la unidad a rango formacional. AGUERREVERE (1955) presentan una cartografía geológica más detallada del área de la localidad tipo. WEHRMANN (1972) y URBANI y QUESADA (1972) amplían su significado para incluir esquistos, cuarcitas, mármoles y anfibolitas. URBANI y OSTOS (1989) en su redefinición del macizo Ávila, basándose en un soporte de cartografía geológica más detallada de extensos tramos de la cordillera de La Costa, a escala 1:10.000 y 1:25.000, restringen este nombre sólo a los cuerpos de augengneis y gneises graníticos y aquellas zonas que si bien tienen otros tipos de rocas intercaladas con los augengneises, éstos sean los predominantes, GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), teniendo en cuenta la complejidad litológica de la unidad prefiere seguir a WEHRMANN (op. cit.) y usa el término de complejo litológico, por lo tanto el término Augengneis de Peña de Mora es inválido por homonimia. Véase: ÁVILA, COMPLEJO INVÁLIDO PEÑA DE MORA, COMPLEJO DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Distrito Federal. El nombre de "Augen-gneis de Peña de Mora" fue introducido por AGUERREVERE y ZULOAGA (1937). Posteriormente DENGO (1950, 1951) eleva la unidad a rango formacional. AGUERREVERE (1955) presentan una cartografía geológica más detallada del área de la localidad tipo. WEHRMANN (1972) y URBANI y QUESADA (1972) amplían su significado para incluir esquistos, cuarcita, mármol y anfibolita. URBANI y OSTOS (1989) basándose en un soporte de cartografía geológica más detallada de extensos tramos de la cordillera de La Costa, restringen este nombre sólo a los cuerpos de augengneis y gneises graníticos y aquellas zonas que si bien tienen otros tipos de rocas intercaladas con los augengneises, éstos sean los predominantes, GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), teniendo en cuenta la complejidad litológica de la unidad prefiere seguir a WEHRMANN (op. cit.) y usa el término de complejo litológico. La localidad tipo es el sitio de Peña de Mora, en la rama ascendente de la antigua carretera de Caracas-La Guaira, justamente por encima de donde se localiza el túnel Boquerón 1 de la Autopista Caracas-La Guaira, Distrito Federal. Hoja N° 6747, escala 1:100.000, 826 Cartografía Nacional. URBANI y OSTOS (1989) proponen una sección de referencia en el curso bajo del río Chichiriviche, Distrito Federal. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) describen augengneis que interpretan como formados por inyección "lit-par-lit" de un magma granítico en una roca laminar, posteriormente DENGO (1951, 1953) añade a esta descripción niveles sin estructura augen, capas de cuarcita y diques de aplita, que generalmente no sobrepasan 30 cm de espesor, igualmente incluye en su unidad a lentes de mármol en la parte superior del augengneis. WEHRMANN (1972) a su vez amplía la acepción de la Formación Peña de Mora definiéndola como un complejo ígneo-metamórfico equivalente lateral, por lo menos en parte, de la Formación Las Brisas que prácticamente forma el núcleo de la cordillera de La Costa, incluyendo augengneis grueso y bandeado, gneis de grano fino a medio, también cuarcita de poco espesor, esquisto cuarzo-muscovítico y ocasionalmente anfibolita, mármol, así mismo dentro de esa secuencia identifica cuerpos dispersos de rocas metaígneas ultramáficas, máficas y félsicas. Encuentra que el augengneis es de color claro ligeramente verdoso y meteorización marrón claro; los "augen" son mayoritariamente de feldespato potásico, llegando a alcanzar hasta 3 cm de largo y están rodeados por minerales micáceos y cuarzo. Según WEHRMANN (1972), esta litología posee en promedio la siguiente mineralogía: cuarzo (35%), plagioclasa (albita-oligoclasa) (25), microclino (20), muscovita (8), epidoto (5) y cantidades menores de biotita, clorita, granate, zircón, opacos y apatito. No se ha medido ni estimado el espesor. Desde la localidad tipo el noroeste de Caracas, se ha extendido hacia el oeste hasta la zona de El Cambur en el estado Carabobo, y hacia el este hasta cerca de Chirimena en el estado Miranda. En muchos casos los contactos son de fallas de ángulo alto con unidades adyacentes. El contacto con el Esquisto de San Julián, cuando es visible se muestra abrupto y en concordancia estructural, en otras ocasiones son gradacionales con intercalaciones de ambos tipos de litologías. Los contactos con las rocas del Complejo la Costa al norte (fases Nirgua, Antímano y Tacagua) son predominantemente de fallas de corrimiento (URBANI y OSTOS, 1989). En particular en la localidad tipo, OSTOS (1990) reconoce que esta unidad está sobrecorrida por un klippe de la Fase Antímano. OSTOS et al., (1989) presentan una isocrona Rb-Sr de roca total que corresponde a una edad de 1560 ± 83 Ma, incluyendo dos muestras de la localidad tipo y una del río Chichiriviche. KOVACH et al., (1979) presenta otra isocrona obtenida con tres cantos rodados de gneis de la quebrada San Julián dando una edad de 220 ± 20 Ma. La edad de Peña de Mora en la localidad tipo es Precámbrico Superior con base a la datación de 1560 ± 83 Ma antes citada. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937), DENGO (1951) y WEHRMANN (1972) correlacionan la Formación Peña de Mora al menos parcialmente con la Formación Las Brisas, por el hecho de que los esquistos circundantes a los augengneises se habían cartografiado como de esta última Formación. El reconocimiento a lo largo de toda la cordillera de La Costa (Carabobo-Miranda) de que dichos esquistos forman parte de otra unidad diferente (Esquistos de San Julián), hace que esta correlación ya no sea válida. Por el contrario, la correlación del Augengneis de Peña de Mora hay que hacerla con otros cuerpos de la misma litología en la cordillera, por ello la correlación propuesta por BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) entre las rocas augengnéisicas de Peña de Mora con 827 aquellas del Complejo de Yaritagua parece adecuada, esta misma opinión es compartida por GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980). Es sinónima de la Formación Peña de Mora y del Gneis de Peña de Mora. Véase: ÁVILA, COMPLEJO INVÁLIDO PEÑA DE MORA, FORMACIÓN MESOZOICO Distrito Federal. Esta unidad fue descrita originalmente por AGUERREVERE y ZULOAGA (1937-a, b) y posteriormente elevada a rango formacional por DENGO (1951). Su localidad tipo es la región de Peña de Mora, en la antigua carretera de Caracas-La Guaira, Distrito Federal. Tanto AGUERREVERE y ZULOAGA como DENGO señalan una serie de afloramientos de la unidad a todo lo largo de la cordillera, entre la carretera de Maracay y Ocumare de la Costa y el Picacho de Naiguatá, estados Miranda y Aragua. AGUERREVERE y ZULOAGA describen augengneis producido por inyección "lit par lit" de una magma granítico en una roca laminar, localmente conglomerática, de origen sedimentario. WEHRMANN (1972) y URBANI y QUESADA (1972) amplían su significado para incluir esquistos, cuarcitas, mármoles y anfibolitas. URBANI y OSTOS (1989) en su redefinición del macizo Ávila, basándose en un soporte de cartografía geológica más detallada de extensos tramos de la cordillera de La Costa, a escala 1:10.000 y 1:25.000, restringen este nombre sólo a los cuerpos de augengneis y gneises graníticos y aquellas zonas que si bien tienen otros tipos de rocas intercaladas con los augengneises, éstos sean los predominantes. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), teniendo en cuenta la complejidad litológica de la unidad prefiere seguir a WEHRMANN (op. cit.) y usa el término de complejo litológico, por lo tanto el término Formación de Peña de Mora es inválido por homonimia. Véase: PEÑA DE MORA, COMPLEJO INFORMAL PEÑA MOTA, CONGLOMERADO DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Guárico. HEDBERG (1950-a) emplea este nombre para designar una de las numerosas unidades que incluye en el Grupo Santa Inés, constituida por conglomerados abigarrados y arcilitas arenosas intercaladas, expuestas en varios sitios a lo largo del frente de montañas de Guárico. HEDBERG ubica estas capas por encima de las "capas de Caño Dulce" y por 828 debajo de la "argilita de Bruzual", ambas incorporadas hoy a la Formación Quiamare. SALVADOR (1964-b) señaló lo restringido de la zona de afloramientos de la unidad y considera que ésta no merece categoría superior a la de capas, o a lo sumo de miembro, de la Formación Quiamare. Véase: QUIAMARE, FORMACIÓN. VÁLIDO PEÑA MOTA, MIEMBRO (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estado Guárico. Referencias: Este término fue definido originalmente como Conglomerado de Peña Mota, para designar una secuencia de conglomerados que se intercalan con niveles de arcilitas abigarradas, expuestas en los alrededores de Altagracia de Orituco, y que dicho autor incluía en el Grupo Santa Inés. SALVADOR (1964), establece que, debido a lo restringido del área de afloramientos, debería ser considerado como miembro de la Formación Quiamare, criterio seguido por BECK (1977-c). Las arcilitas son de color ocre y rojo ladrillo, mientras que los conglomerados, lenticulares, son rojo oscuro a violeta. Véase: QUIAMARE, FORMACIÓN VÁLIDO PEÑAS ALTAS, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Albiense) Estado Lara. Referencias: RENZ (1959), emplea este nombre para designar una secuencia compuesta principalmente de areniscas con algunas calizas y lutitas, bien expuestas en los escarpados del cerro Peñas Altas, en Lara occidental; el autor señaló que SUTTON (1946) y ROD y MAYNC (1954), habían asignado el intervalo a la Formación Aguardiente y recomendado la introducción de una nueva unidad, representativa del lapso correspondiente tanto al Miembro Aguardiente como del Miembro Mercedes de la Concesión Barco (NOTESTEIN et al., 1944). Según SALVADOR (1961-b) y GAENSLEN (1962), a base de criterios litológicos, la Formación Peñas Altas es un sinónimo innecesario de la Formación Aguardiente; esta opinión fue adoptada en el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963) que muestra un contacto diacrónico entre las formaciones Apón y Aguardiente. No obstante, RENZ (1968), empleó nuevamente el nombre de Peñas Altas e insistió que su litología y cuenca sedimentaria se distinguen de las de la Formación Aguardiente tipo. A pesar de los argumentos expuestos por RENZ op. cit.), la unidad aparece como inválida en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1970). 829 GARCIA JARPA et al., (1980) en un trabajo sobre el Cretácico de la cuenca occidental de Venezuela, retoman los criterios de RENZ (1959-1968) y redefinen la unidad considerando que tanto sus características litológicas como paleoambientales la diferencian de las otras unidades cretácicas del occidente venezolano y la consideran como válida. Localidad tipo: A lo largo de los acantilados conocidos como cerro Peñas Altas en Lara occidental, donde aflora una de las secciones más representativas del Cretácico temprano en Los Andes venezolanos, secciones de referencia accesibles de la Formación Peñas Altas se pueden observar en el estado Trujillo, entre Chejendé y Bolivia, a lo largo de la ladera occidental del Alto de Bolivia. Extensión geográfica: La unidad aflora ampliamente en los estados Lara y Trujillo. Descripción litológica: Litológicamente, la Formación Peñas Altas se presenta como una secuencia alternante de bancos relativamente gruesos de areniscas de grano grueso hasta fino, lutitas fosilíferas, calizas y calizas arenosas desde muy fosilíferas hasta pobremente fosilíferas. GARCIA JARPA et al., (1980) reconocen dentro de la unidad de base a tope nueve litofacies. La depositación de la secuencia litológica de Peñas Altas, corresponde en general a una sedimentación de plataforma somera, cercana a la línea de costa como lo sugieren las areniscas de grano grueso. En algunos lugares, la presencia de plantas asociadas a raíces y con nerviación preservada, son indicadores de un relieve emergido. Espesor: La Formación Peñas Altas, alcanza en su sección tipo un espesor aproximado de 400 m. Hacia el arqueamiento de Mérida, dicho espesor disminuye hasta más o menos 160 m. Relaciones de campo: La unidad suprayace en relación de discordancia o de falla a unidades jurásicas (Formación La Quinta) o paleozoicas (Asociación Mucuchachí). Fósiles: La mayoría de los fósiles de la Formación Peñas Altas, son fósiles de facies. Se han reconocido abundantes ejemplares de Orbitolina, cuyo rango de edad en Venezuela parece ser Aptiense-Albiense. Los pocos amonites que se encontraron (Engonoceras sp.), parecen indicar una edad Albiense. En algunas localidades se menciona la presencia de abundantes bivalvos y rudistidos (Caprino sp.). Edad: En base a elementos faunísticos y florísticos descritos y por las evidencias por ellos aportada, se le asigna edad Barremiense-Albiense tardío (GARCIA JARPA et al., 1980). Correlación: La unidad es correlacionable con el intervalo Río Negro-Apón-Aguardiente de la subcuenca del Uribante y con el intervalo Río Negro-Apón-Lisure del surco de Machiques. Importancia económica: Dentro de esta unidad se han detectado potentes bancos de calizas de excelente calidad, aptas para la fabricación de cemento y cal. Hacia la base, en la zona de Loma de Bolivia se han ubicado calizas dolomíticas, con buen contenido de MgO. 830 VÁLIDO PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Anzoátegui Referencias: Este nombre fue introducido por HEDBERG (1937-c), para designar una caliza biostrómica que aflora esporádicamente en el frente de montaña del estado Guárico. El uso del nombre fue discutido por CVET (1970). Propuesto con rango formacional por PEIRSON (1963), la unidad es conservada por GALEA (1985), quien la extiende hacia la serranía del Interior oriental, al incluir en ella al Miembro Tinajitas. CAMPOS y OSUNA, (1977); BECK, (1977) y CAMPOS et al., (1980) la restringen al frente de montañas. Localidad tipo: Afloramientos en el cerro Peñas Blancas, a 9 km al sur-sureste de la desembocadura del río Unare, en Anzoátegui noroccidental. Extensión geográfica: La unidad se restringe a una faja de afloramientos interrumpidos, a lo largo del frente de montañas de Guárico y Anzoátegui. Descripción litológica: Paquete decamétrico de calizas biostromales de color gris claro, compuesto principalmente de algas calcáreas (rodolitos) y foraminíferos orbitoidales (PEIRSON 1963). En su área tipo, se han distinguido cuatro facies mayores: una facies bioclástica fina y/o una facies de Ostrea, en la base, seguido por una facies de algas melobesiales-Lepidocyclínidos-Nummulítidos, y finalmente, la facies de rodolitos (GALEA, 1985). La unidad se halla restringida a las secuencias para-autóctonas del frente de montañas (CAMPOS y OSUNA, 1977; BECK, 1977; CAMPOS et al., 1980). Estas calizas representan un biostromo progradante sobre una plataforma abierta, con pendiente suave, formado bajo un régimen de energía moderada a relativamente alta, entre 60 y 80 m de paleoprofundidad, y aún más profundo (GALEA, 1985). La baja diversidad de la biota podría ser el resultado de un nivel tráfico relativamente alto, debido al fenómeno de surgencia. Espesor: PEIRSON (1965), describió 30 m de espesor cerca de Boca de Unare, de la misma área, GALEA (1985) cita 12 a 20 m. Expresión topográfica: Da lugar a pequeños promontorios con superficie kárstica característica, bien visibles en el terreno. Algunos de los nombres que recibió dan una idea: El Picacho, La Pedrera. Relaciones de campo: La Formación Peñas Blancas es discordante por encima de unidades paleocenas a eocenas, de carácter terrígeno, pelíticas y pelítico-psammíticas atribuidas a formaciones varias (PEIRSON, 1963); para GALEA (1985), este contacto es concordante y transicional con areniscas calcáreas glauconíticas atribuidas a la Formación Caratas. Su contacto superior es de discordancia con lutitas limolíticas y arenosas, atribuidas a la Formación Roblecito. Lateralmente, pasa a areniscas glauconíticas y areniscas calcáreas, 831 (PEIRSON, 1963). Su presencia repetida dentro de una misma secuencia, es atribuida a tectónicas de corrimiento imbricado, como el Complejo Chacual (PEIRSON, 1965). Fósiles: Lepidocyclina (Pliolepidina) pustulosa (H. Douville), Nummulites (Paleonummulites) kugleri (Vaughan y Cole), N (P.) trinitatensis (Nuttall), Fabiania sp., y Eorupertia sp. Edad: El conjunto de foraminíferos anteriormente mencionados sugieren una edad Eoceno medio. La frecuencia de Tubulostium clymenoides (Guppy) y Oligopygus curasavicus Molengraaf, confirman el diagnóstico. Correlación: Se correlaciona con el Miembro Tinajitas de la Formación Caratas, correlación bien demostrada por su abundante fauna fosilífera. Importancia económica: Las calizas son objeto de explotación, ya que su contenido de carbonato desprovisto de sílice, la hace muy útil para la industria del cemento. Sinonimia: Términos como El Picacho, La Pedrera, Rio Jobal y Tememure (fide SELLIER DE CIVRIEUX, 1951) se consideraron inválidos, como lo es secuencia eoceno medio (VIVAS y CAMPOS, 1977). VÁLIDO PERIJÁ, FORMACIÓN PALEOZOICO (Pre-Devónico) Estado Zulia. Referencias: LIDDLE, HARRIS y WELLS (1943), definen con el nombre de Serie Sierra de Perijá, al complejo basal de dicha sierra, en el estado Zulia. SUTTON (1946) abrevia el nombre a Serie Perijá, ampliando la descripción litológica. HEA y WHITMAN (1960), describen la Serie Perijá en el Caño Grande, afluente del río Cachirí, ubicándola en su columna estratigráfica por encima de lo que llamaran el basamento, e infrayacente a la Formación caño Grande del Devónico. BOWEN (1972), considera que la secuencia descrita como Serie Perijá, es en realidad una unidad litoestratigráfica y le asigna rango formacional. Localidad tipo: Ubicada en el caño Grande, afluente del río Cachirí, Perijá, estado Zulia. (Hoja N° 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora en la región del río Cachirí, en el caño Grande, en los caños del oeste y del sur y en el caño Aburrido, afluente del río Socuy. También se menciona su presencia en pozos perforados hasta el basamento, en la región de El Totumo y en la serranía de Valledupar en Colombia. 832 Descripción litológica: LIDDLE et at., (1943) describen la Serie Sierra de Perijá, constituida por cuarcitas duras cortadas por diques y vetas de cuarzo blanco, junto con micaesquistos y esquistos gnesoides intrusionados por granito. SUTTON (1946), amplia la descripción al granito y HEA y WHITMAN (1960) describen la unidad compuesta por esquistos biotíticos, muscoíticos, tremolíticos, cuarzo feldespático y metacuarcitas cloríticas, cortadas por pequeños diques aplíticos de color rojo naranja y vetas de cuarzo lechoso, señalando su grado de metamorfismo correspondiente a la facies de los esquistos verdes. La formación no es lo suficientemente conocida, como para precisar su ambiente de sedimentación. HEA y WHITMAN (1960) señalan que tiene el aspecto típico de metamorfismo aureolar en una sucesión de areniscas y lutitas, separables del Devónico más bien por el grado que por el tipo de alteración. Según BOWEN (1972), las evidencias de campo indican la derivación de estas rocas metamórficas, de una sucesión sedimentaria clástica compuesta de areniscas arcósicas gruesamente estratificadas a macizas, que gradan y están separadas por estratos más delgados de lutitas; no se observan verdaderas características sedimentarias. Espesor: LIDDLE et al. (1943), mencionan espesores de 300 m aproximadamente. LIDDLE (1946), estudia una sección de 250 m de espesor en la parte superior del caño Grande y HEA (1964) una de 1000 m en el mismo caño. Relaciones de campo: La Formación Perijá se ubica por arriba del basamento, posiblemente en relación de discordancia, e infrayace a la Formación Caño Grande del Grupo Río Cachirí, en contacto de falla (HEA y WHITMAN, 1960). Según BOWEN (1972), la unidad infrayace a los sedimentos no metamorfizados del Grupo Río Cachirí del Devónico, en tres localidades en contacto de falla; todas son fallas normales de ángulo alto (70°), según este autor, quien también señala contactos de falla en el tope de la formación con areniscas de la Formación Río Negro. Edad: LIDDLE et al. (1943), la consideran de posible edad Precámbrica (?) HEA y WHITMAN (1960) consideran que la unidad puede abarcar un rango de tiempo más amplio, y en su columna estratigráfica la ubican desde el Precámbrico Superior al Devónico temprano (?). BOWEN (1972), la considera pre-Devónica, sin más especificaciones. Correlación: Tentativamente se la ha correlacionado con el Gneis de Santo Domingo o la Serie Iglesias de Los Andes de Mérida, aunque el grado de metamorfismo es diferente. Sinonimia: Serie Sierra de Perijá y Serie Perijá. INVÁLIDO PERIJA, "SERIE" PRECÁMBRICO (?) Estado Zulia. 833 LIDDLE et al., (1943) definen con el nombre de Serie Sierra de Perijá, al complejo basal de la sierra de Perijá, que describen como cuarcitas muy duras, cortadas por diques y vetas de cuarzo blanco, junto con micaesquistos y esquistos gneisoides intrusionados por granito, que afloran en el caño Grande, afluente del río Cachirí, donde infrayace en contacto de falla a capas de edad Devónico. SUTTON (1946) acorta el nombre a Serie Perijá, y amplia la descripción del granito. HEA y WHITMAN (1960) describen la Serie Perijá en el caño Grande, compuesta de esquistos biotíticos, moscovíticos, tremolíticos, cuarzo feldespáticos, y metacuarcitas cloríticas, cortados por pequeños diques aplíticos de color rojo naranja y vetas de cuarzo lechoso; señalaron su grado de metamorfismo correspondiente a la facies del esquisto verde. En su columna estratigráfica ubican a la unidad por encima de lo que llamaron "basamento", e infrayacente a la Formación Caño Grande del Grupo Río Cachirí. BOWEN (1972) considera que la secuencia descrita como "Serie Perijá" es en realidad una unidad litoestratigráfica y le asigna rango formacional. Véase: PERIJÁ, FORMACIÓN. INVÁLIDO PERIQUITO, FORMACIÓN O MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Anzoátegui. FUNKHOUSER et al. (1948) mencionaron por primera vez el nombre Periquito con rango de formación o miembro, pero simultáneamente lo descartaron como sinónimo innecesario de la Formación Oficina en los campos petrolíferos de Anaco. Sin embargo, el término se aplica informalmente en el subsuelo y se ha empleado con regularidad en publicaciones relativas a los campos petrolíferos de Anaco. SALVADOR (1964-b) reiteró el punto de vista original de FUNKHOUSER et al., y declaró que el nombre Periquito es innecesario en la nomenclatura estratigráfica formal. Véase: MERECURE, GRUPO. VÁLIDO PEROC, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Zulia. Referencias: El nombre Formación Peroc fue usado inicialmente por CREOLE PETROLEUM CORPORATION (1930) como sinónimo de El Fausto, pero cayó en desuso hasta ser utilizado de nuevo por la RICHMOND EXPLORATION CO. (1946), como unidad basal del Grupo El Fausto. Posteriormente, MENCHER et al., (1951) publican la primera referencia y MILLER (en LEV, 1956) publica la descripción de la unidad. 834 YOUNG (1958), describe la Formación Peroc, subdividiéndola en los miembros superior, medio e inferior. KEY (1960), sigue dicha subdivisión al describir la formación en el Alturitas. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), resumieron lo publicado hasta esa fecha. QUIJADA y CALDERA (1985), describieron la unidad en el campo Alpuf. Localidad tipo: Originalmente el pozo Peroc-1 fue designado como localidad tipo de la formación, pero debido a confusiones respecto a la inclusión de parte de la Formación Macoa suprayacente, MILLER (op. cit.,) transfirió la sección tipo al pozo Zulia 20D-1 (Z20-1) a unos 24 Km al nor-noreste de Machiques, en el distrito Perijá, estado Zulia. (Hoja N° 5446, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Peroc se extiende desde el área del pozo Peroc-1 al norte, hasta el campo Alturitas, al sur. Por el este, extiende hasta el campo Alpuf donde se confunde lateralmente con la Formación Icotea. Descripción litológica: Según MILLER, (op. cit.) en la localidad tipo, la Formación Peroc consiste en arcilitas y limolitas moteadas o multicolores, los colores varían del gris aceituna a gris parduzco, marrón claro, marrón amarillento oscuro y tonalidades de rojo y púrpura. Se encuentran además, areniscas delgadas, anhidrita, lignito, pelotillas de siderita y abundante pirita. YOUNG (op. cit.) subdividió la Formación Peroc en tres miembros informales, Inferior, Medio y Superior, cuyas características litológicas son: Miembro Inferior. Comienza con lodolitas o limolitas verdosas, seguidas hacia arriba por una intercalación de lutitas, limolitas, arcilitas y areniscas y lignitos con cantidades menores de calizas pardo-azuladas y calizas arcillosas. Las areniscas gris-blanquecinas, localmente verdosas con limolitas y arcilitas que pone YOUNG en la base del intervalo llamándole Arenisca Basal de Peroc, probablemente corresponde a la Formación Ceibote, unidad basal del grupo El Fausto. KEY (op. cit.), describe este miembro en el Campo Alturitas, como formado por lutitas gris oscuro a negro macizas o laminadas y areniscas y limolitas gris claro, carbonáceas y con restos de plantas. Además, hay arcilitas de colores gris claro, marrón oscuro, verde, o a veces abigarrado en menor proporción. KEY también cita la Arenisca Basal (Formación Ceibote?) como una capa de 27 m de arenisca micácea color gris claro, de grano grueso, mal escogido y con láminas delgadas de lutita. Miembro Medio. Según YOUNG (op. cit.) el miembro medio está formado principalmente por lutitas gris oscuro o gris verdoso, con menor proporción de arcilitas pardo claro, limolitas gris claro y lignito. KEY (op. cit.), lo describe en Alturitas, como una lutita gris verdoso oscuro, más o menos dura y a veces laminada, fácilmente identificable en perfiles eléctricos y muestras de canal. Miembro Superior. YOUNG (op. cit.) describe el miembro superior, como una arcilita color pardo claro, con intercalaciones menores moteadas en rojo, gris, púrpura, rosado y blanco. Hacia el sur, predominan lutitas y arcilitas verdes, con intercalaciones de arcilitas marrón claro, púrpura y gris. En Alturitas, KEY (op. cit.), describe lutitas y arcilitas gris, verdoso, arcilitas moteadas en gris y marrón rojizo y areniscas de grano fino y colores claros. En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (op. cit.), no describen la litología por 835 miembros y mencionan arcilitas grises abigarradas en amarillo, naranja, marrón, verde, rojo y púrpura, generalmente micáceas y piríticas, areniscas de grano fino, subredondeado de colores crema, verde y gris con cemento silíceo o a veces calcáreo, además mencionan limolitas gris verdoso a marrón y lutitas carbonosas y piríticas de color gris verdoso y marrón. La Formación Peroc representa condiciones de sedimentación en aguas salobres a lagunares, con posibles incrementos ocasionales de salinidad. Espesor: Según MILLER (op. cit.), la sección tipo del pozo Zulia 20D-1, la formación tiene 646 m de espesor. YOUNG (op. cit.) indica de 1100 a 1190 m a lo largo del frente de montañas de Perijá, adelgazando hacia el este hasta unos 100 m. YOUNG (op. cit) no da los espesores de los miembros informales. KEY (op. cit.) indica 635 m para el Miembro Inferior, 107 para el medio y 243 para el superior, o sea, unos 990 m para la formación en el campo Alturitas. En el campo Alpuf, el espesor de la formación varía entre 613 y 906 m (QUIJADA y CALDERA, op. cit.). Relaciones de campo: En la localidad tipo y en los campos de Alpuf y Alturitas la Formación Peroc yace concordantemente sobre la Formación Ceibote, unidad basal del Grupo El Fausto sin embargo, hacia el norte, la unidad es transgresiva y suprayace con discordancia angular fuerte a rocas más antiguas, incluyendo precretácicas (LEV, 1970). Fósiles: YOUNG (op. cit.) indica que el Miembro Superior de la formación no contiene fósiles; en el Miembro Medio describe la Zónula de Restos de Peces "B" que consiste en restos de dientes de peces y algunos foraminíferos como Ammobaculites sp. y Miliammina fusca. En un pozo señala haberse hallado Rotalia becarii y Elphidium sp. En el Miembro Inferior, YOUNG describe la Zónula de Restos de Peces "C" en la cual, además, se encuentran los foraminíferos Ammohaculites, Haplophragmoides, Miliammina fusca y más raramente Saccammina y Ammodiscus junto con ostrácodos. En Alturitas, KEY (op. cit.) señala que los miembros superior y medio son prácticamente estériles pero en el miembro inferior describe la Biofacies Saccammina, la cual incluye las especies señaladas por YOUNG (op. cit.) y además Spiroloculina sp., Trochammina sp. Cythereis sp. y Haplocythoridea sp. Edad: La Formación corresponde al Oligoceno, pudiendo extenderse al Eoceno tardío y Mioceno temprano (LEV, 1970). Correlación: Hacia el este, la Formación Peroc correlaciona con la Formación Icotea del lago de Maracaibo; hacia el sur, su probable equivalente sería la Formación León. INFORMAL PETRÓLEO LIVIANO, GRUPO ZONA DE (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. 836 Las arenas petrolíferas en la parte basal de la Formación Lagunillas fueron divididas informalmente en "Zona o Grupo de Petróleo Pesado" (Heavy Oil zone o group) y "Zona o Grupo de Petróleo Liviano (Light Oil group o zone) abreviados frecuentemente: HOZ y LOZ (CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY, 1948 y SZENK, 1959). Véanse: PETRÓLEO PESADO, GRUPO, ZONA DE y LAGUNILLAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO PETRÓLEO LIVIANO, ZONA DE (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. REGAN (1938-a, b) dividió las capas productoras de petróleo de la Formación Quiriquire, en el campo petrolífero del mismo nombre, Estado Monagas, en "zona superior de petróleo pesado", "zona de petróleo liviano" y "zona inferior de petróleo pesado"; especificó que estas unidades no coincidían con capas geológicamente definidas. BORGER (1952) y otros autores posteriores dividieron la Formación Quiriquire en miembros informales, a base de sus características en los registros eléctricos, y la nomenclatura de REGAN es totalmente anticuada. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. INFORMAL PETRÓLEO PESADO, GRUPO ZONA DE (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Las arenas petrolíferas en la parte basal de la Formación Lagunillas fueron divididas informalmente en "Zona o Grupo de Petróleo Pesado" (Heavy Oil zone or group) y "Zona o Grupo de Petróleo Liviano" (Light Oil group zone), abreviados frecuentemente a: HOZ y LOZ. (CARRIBBEAN PETROLEUM COMPANY, 1948; SZENK, 1959). Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO PETRÓLEO PESADO, ZONA INFERIOR DE (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. Véase: PETRÓLEO LIVIANO, ZONA DE 837 INVÁLIDO PETRÓLEO PESADO, ZONA SUPERIOR DE (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. Véase: PETRÓLEO LIVIANO, ZONA DE INVÁLIDO PICHAO, CONGLOMERADO DE CENOZOICO (Terciario) Estado Miranda. SMITH (1952) introduce este nombre, que atribuye a AGUERREVERE y ZULOAGA (1937-a, b), para designar los conglomerados expuestos en la localidad de Pichao, estado Miranda. NICKLAS (1953) extendió su empleo hasta la cuenca de Guarenas-Guatire. PICARD y PIMENTEL (1968) elevaron la unidad a rango de miembro de la Formación Tuy, en la cuenca de Santa Lucía. Véase: PICHAO, MIEMBRO. VÁLIDO PICHAO, MIEMBRO (Formación Tuy) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Estado Miranda. SMITH (1952) emplea el nombre Conglomerado de Pichao, para designar conglomerados de color rojo ladrillo, expuestos en la localidad de Pichao, en el cruce del río Guaire con la carretera Petare-Santa Lucia; atribuyó el nombre a AGUERREVERE y ZULOAGA (1937a, b) quienes mencionaron un conglomerado en esa localidad. DUSENBURY (en LEV, 1956) reseñó los datos publicados. BERMÚDEZ (1966) restringe el Conglomerado de Pichao a la cuenca de Santa Lucía. PICARD y PIMENTEL (1968) elevaron la unidad a rango de miembro de la Formación Tuy y aportaron datos adicionales. Según estos autores, el miembro aflora en la parte norte de la depresión, en una franja de 17,5 km de longitud por unos dos kilómetros de anchura: consiste de capas espesas de conglomerados líticos, cementados por calcita de color rojo ladrillo, con algunas intercalaciones de arcilla conglomerática de color amarillo crema. El miembro alcanza unos 100 metros de espesor; es discordante sobre las rocas metamórficas y sobre la Formación Siquire y pasa lateralmente a otros sedimentos de la Formación Tuy. Su edad se considera Mioceno tardío a Plioceno. 838 VÁLIDO PICHÉ, MIEMBRO (Formación Apón) MESOZOICO. (Cretácico: Albiense temprano) Estado Zulia. El nombre Piché, lo propone por primera vez RENZ (1959) para sustituir el informal de Apón Superior, usado por ROD y MAYNC (1954) y de caliza con Trigonia de la Formación Cogollo de RENZ (1956). Su nombre deriva del río Piché, tributario del río Cogollo, estado Zulia. Se encuentra desde la subcuenca de Machiques, al campo La Paz y plataforma de Maracaibo. No se reconoce hacia Los Andes. ROD y MAYNC (op. cit.) la definen en el río Cogollo, RENZ (1959), da el hipoestratotipo en el río Piché, a 4 km al suroeste de la sección original en Perijá. Consiste en varios tipos de calizas entre las que se encuentran: fosilíferas del tipo coquina, criptocristalina, de estratificación media a delgada con planes de estratificación ondulados con intercalaciones de color gris oscuro a negro, nodulares con estratificación delgada, nodulares margosas y margas de color gris claro azulado. Por litología, solamente resulta difícil de diferenciar del Miembro Tibú. En el campo Alpuf está caracterizado por wackestones laminares, intercaladas con mudstones con granos bioclásticos, arena y limolita. Hacia el campo La Paz, se observan cantidades relativamente elevadas de arena y limo, como lo indican FORD y HOUBOLT (1963) en el pozo P-114. Según estos autores la primera microfacies de Apón formada en la parte inferior de la acción del oleaje, se encuentra en forma típica en las Calizas de Piché. En la sección tipo, ROD y MAYNC (1954), reportan 70 m con máximos de 165 m (?) en el caño Cusare y 145 m en la quebrada La Luna. En el campo Alpuf, QUIJADA y CALDERA (1985) consideran para este miembro, 80 m de espesor. Es concordante en su base con el Miembro Machiques o con el Miembro Guáimaros de la Formación Apón, y en su tope, con la Formación Lisure. Abundantes lamelibranquios, muy recristalizados. Se reconocen Trigonia y Exogira. RENZ (1977), señala que en la quebrada La Luna se observó un amonites del género Oxitropidoceras perteneciente al grupo multifidium. MAYNC (1956), menciona Miliollidae y Orbitolina cóncava texana (Roemer). Según RENZ (1977), el amonites mencionado anteriormente indica una edad Albiense. Se correlaciona con la parte superior de la unidad G del Grupo Cogollo de BARTOK et al. (1981), con la parte inferior de la Formación Aguardiente de Los Andes, y Peñas Altas de RENZ (1959 y 1977) y de GARCÍA JARPA et al. (1980). VÁLIDO PICUDA, MIEMBRO (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Barremiense Aptiense) Estado Sucre. 839 Esta unidad la describe originalmente por VON DER OSTEN (1954, 1957) como un intervalo, de 425 metros de espesor, de areniscas cuarcíticas, interestratificadas con lutitas multicolores, suprayacente a las calizas del Miembro Morro Blanco de la Formación Barranquín. Su localidad tipo se encuentra en la isla Picuda Grande, frente a la costa occidental del estado Sucre. Según ROSALES (1960), el Miembro Picuda se diferencia del Miembro Taguarumo, suprayacente, únicamente en la localidad tipo que les es común, y para su empleo en tierra firme extiende la definición del primero para incluir las dos unidades de VON DER OSTEN. Véase: BARRANQUIN, FORMACIÓN. INFORMAL PIEDRA NEGRA, COMPLEJO METAMÓRFICO DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Nueva Esparta. MOTICSKA (en VIVAS et al. 1989), introduce este nombre, para designar una gruesa unidad de rocas filíticas, filoníticas y esquistosas, que forman el basamento discordante de los sedimentos molásicos intramontanos de la Formación Coche, de edad Plio-Pleistoceno. Han sido mencionadas, sin describirlas, por AGUERREVERE (1936), PATRICK (1959) y JAM y MÉNDEZ (1962). Localidad tipo: MOTICSKA (op. cit.), elige como localidad tipo el cabo Piedra Negra, que es el promontorio de acantilados más oriental de la isla de Coche, por presentarse en ese sitio, el afloramiento continuo más representativo del complejo. (Hoja N° 7448, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora en forma intermitente a lo largo de la costa suroccidental de la isla de Coche, desde el caserío Guinima hasta el cabo Piedra Negra. Descripción litológica: La unidad está compuesta esencialmente por filitas-filonitas cuarzo-micáceo-feldespático-epidóticas-(granatíferas) fina, y densamente bandeadas y de color beige claro hacia el sur y que gradan a tonos de gris oscuro y negro hacia el norte, donde se agregan cantidades apreciables de material carbonoso pulverulento. El origen premetamórfico de estas rocas es sedimentario, y la foliación es concordante con la estratificación original. A la altura misma del cabo Piedra Negra, se intercala un homogéneo miembro de esquistos anfibólicos, (epidoto-feldespático-micáceo-cuarzogranatíferos) de 350 m de espesor y de color gris verdoso. Su origen premetamórfico es ígneo intrusivo, y su composición la de un gabro o una diorita. 840 Ambiente tectónico y petrogénesis: El intenso cizallamiento concomitante con el metamorfismo dinamotermal regional de bajo grado, parece haber proseguido después de finalizar el metamorfismo, a juzgar por la textura actual de la roca. El tectonismo citado, pudo haber estado relacionado con el sistema de fallas de Coche. Relaciones de campo: Se desconocen la base y el tope estratigráficos y metamórficoestructurales de este complejo litodémico, por hallarse cubiertos por la Formación Coche. El espesor aflorante es de unos 1200 m, lo cual es probablemente sólo una fracción del grosor real de la unidad. El contacto con la Formación Coche es discordante, erosional y aproximadamente horizontal. El rumbo de la foliación N45E es relativamente constante, y su buzamiento varía de 50° a 65° hacia el norte y sólo cambia a 50° hacía el sur, en el extremo meridional del complejo, cerca del caserío El Guamache. Edad: No se dispone de edades radimétricas absolutas. Si la correlación cronológica con la Formación Maniacure es correcta, la edad es Cretácico temprano (Neocomiense?). Correlación: El Complejo Piedra Blanca ha sido correlacionado tentativamente con la Formación Maniacure, en su porción superior, que aflora en la península de Araya. INVÁLIDO PIEDRAS AZULES, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Guárico. Este término fue introducido por KONIGSMARK (1958) para designar lechos cretácicos expuestos en Guárico septentrional, descritos posteriormente en mayor detalle por el mismo autor (1965). JARVIS (1966) se refiere brevemente a la unidad como equivalente probable de la parte inferior de la Formación Mucaria, tal como él y otros la muestran en sus mapas, en Guárico septentrional y Cojedes. Según PEIRSON et al. (1966), las capas descritas por KONIGSMARK (op. cit.,) son heterogéneas, y representan partes de las formaciones San Antonio (=Mucaria), Guárico y Garrapata, por lo cual consideraron que el término es innecesario y tiende a crear confusión. El nombre no fue incluido en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963) y se considera como inválido. INFORMAL PIEDRAS BLANCAS, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre designa un conspicuo desarrollo local de calizas, descrito originalmente por VAN RAADSHOVEN. Según GUEVARA (1967), su principal afloramiento forma una 841 angosta zona discontinua de capas y lentes de caliza en el flanco noreste del anticlinal de Ballenato, al este de Lagunillas, estado Zulia. Este autor incluyó las calizas en la Formación Jarillal. Véase: JARILLAL, FORMACIÓN. VÁLIDO PIJIGUAO, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: MENDOZA (1974) propuso el término Granito de Pijiguao, para designar a un granito leucocrático, de grano fino, de aspecto subvolcánico, que aflora en el área del río Suapure y que se extiende por las partes bajas de los ríos Parguaza, Villacoa y Ventuari. MENDOZA (op. cit.,) incluyó esta unidad en su Grupo Suapure, a su vez constituyente de su Supergrupo Cedeño. Localidad tipo: MENDOZA (op. cit.,) no menciona localidad tipo pero indica que hay buenos afloramientos a lo largo de las quebradas El Paují, El Caballo y Caña Brava, en la cuenca del río Suapure, de la región noroccidental del estado Bolívar. Descripción litológica: El granito es de grano fino a medio, de color rosado salmón, macizo, de aspecto subvolcánico, sin cataclasis y sin desarrollo de textura gráfica. Consiste esencialmente de feldespato potásico y pertita (30-35%), albita (25-30%), cuarzo en glomérulos (25-30%) y biotita marrón (1-3%), y como accesorios, apatito (0-4%) y opacos (1-3%) y epidoto y clorita como secundarios. Extensión geográfica: Aflora en las quebradas El Paují, El Caballo, y Caña Brava, afluentes del río Suapure. MENDOZA (op. cit.,) mencionan que de acuerdo al estudio de imágenes de radar su área de afloramiento podría extenderse hacia las partes bajas de los ríos Parguaza, Villacoa y Ventuari. Contactos: No se han descrito contactos de la unidad con otras de la región; MENDOZA (op. cit.,) interpreta a la unidad como facies de borde del Granito de Parguaza el cual contiene xenolitos de rocas identificadas en la unidad. Edad: Precámbrico. No se han hecho determinaciones de edad en el granito, pero según interpretación de MENDOZA (op. cit.,) el Granito de Parguaza y su facies de borde, el Granito de Pijiguao, representan el evento Parguazensis. Determinaciones en el granito de Parguaza han indicado, por los métodos Rb/Sr y U/Pb, una edad isotópica entre 1490 y 1590 Ma. (MORENO et. al., 1977). Correlación: MENDOZA (op. cit.,) menciona que podría ser equivalente a los granitos de grano fino y microgranitos asociados al Granito de Guaniamito. 842 VÁLIDO PILANCONES, FORMACIÓN MESOZOICO. (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) Estado Cojedes. Referencias: MENÉNDEZ (1965) introdujo este nombre para designar brechas de flujo, lavas, almohadillas y diabasas, expuestas en Cojedes norte-central. Localidad tipo: Cerro Pilancones, 10 kilómetros al norte de la población de El Pao, Estado Cojedes. Extensión geográfica: Frente de montañas de la serranía del Interior al norte de El Pao, en forma discontinua, entre el cerro La Vigía al este y el caserío Laya al oeste. Descripción litológica: La unidad consiste de lavas almohadilladas de basalto andesítico, diabasas augíticas amigdaloideas de grano fino y brechas de flujo. En todas sus unidades volcánicas muestra característicamente fenocristales de plagioclasas alteradas de color verde azulado, a veces reemplazados por clorita. Los basaltos se presentan en forma de lavas almohadilladas y brechas de flujo. Los intersticios entre las almohadillas están rellenos con fnatita, o con ftanilá que rodea calizas de color azul oscuro. Se distinguen dos tipos de basaltos andesíticos: 1) ricos en microfenocristales de plagioclasa, incluidos en una matriz densa de color gris oliva; 2) con escasos fenocristales de plagioclasa en una matriz gris verdosa con gran desarrollo de piroxenos plumosos. Las brechas de flujo consisten de fragmentos angulares de basalto. Las diabasas augíticas contienen escasos fenocristales de plagioclasa en una matriz fenerítica de grano fino, salpicada de esferolitos de color verde oscuro ricos en clorita, con cantidades variables de amígdalas de calcita. Espesor: Se estima un espesor de unos 400 a 500 metros. Relaciones de campo: La Formación Pilancones recubre concordantemente a la Formación Cojedes y localmente en forma discordante al Complejo de El Tinaco. Edad: Albiense a Cenomaniense. Correlación: La unidad es equivalente al Miembro Los Naranjos de la Formación Tucutunemo, y a la parte inferior de las formaciones Las Placitas y Araguita y de las "rocas de Conoropa". INFORMAL PILÓN, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) 843 Estado Monagas. El nombre de Miembro Pilón, fue introducido y publicado originalmente por KEY (1977), para designar un intervalo de lutitas gris oscuro, arenosas, calcáreas, glauconíticas y piríticas, con delgadas intercalaciones de caliza, que constituye la parte superior extrema de la Formación Oficina en el campo Jobo, en el sur de Monagas. Como sección de referencia, KEY (op. cit.), indicó el pozo Joc-29 en el intervalo 989 a 1001 m, con un espesor de 11.5 m. El miembro Pilón, descansa concordantemente sobre el Miembro Jobo, de la misma Formación Oficina. Hacia arriba, pasa concordantemente a la Formación Freites. SANTOS y FRONTADO (1987), extendieron la unidad al sector Cerro Negro, faja petrolífera del Orinoco, al sur y suroeste del campo Jobo. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. VÁLIDO PIÑERO, FACIES (Granito Alcalino de El Baúl) PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. Referencias: MARTÍN BELLIZZIA (1961) publica este término para designar la parte más joven del batolito de granito alcalino de El Baúl, que constituye el núcleo del mismo y que había sido distinguido como un tipo de granito en la región por FEO CODECIDO (1954). Toma su nombre del hato Piñero, ubicado a 20 km al este del pueblo de El Baúl, estado Cojedes, donde tiene su localidad tipo, en los cerros Cordero, Cerro con Monte, Laguna Alta y Corralito. Abarca la porción oriental y suroriental de El Macizo de El Baúl, incluyendo numerosas colinas de escasa elevación dispersas en las sabanas. Está menos extendida que la facies Mata Oscura y representa el menor porcentaje en volumen de las rocas graníticas. La roca se caracteriza por ser densa, hipautamórfica, equigranular fina a media y de color rosado salmón moteado de oscuro. El arreglo textural, semejante a las facies Mata Oscura y Mogote, muestra cristales bien desarrollados de pertita, ortosa y oligoclasa zonadas, asociadas a agregados glomérulo-porfídicos de la hornablenda barkevikítica y aegerina augítica, epidoto, alanita y clorita. Las relaciones modales de la roca (MARTIN BELLIZZIA, 1961) corroboran el aumento progresivo de los minerales máficos hacia el centro y la disminución del cuarzo. Según MARTÍN BELLIZZIA (1961) se reconoce el desarrollo incipiente de la cúpula del batolito, cuyo centro o cámara magmática estaría ubicado hacia el noreste; a este están asociados numerosas apófisis de microgranito, diques de aplita, granofiros, vetas pegmatíticas y xenolitos en las rocas metamórficas del Grupo El Barbasco. El espesor de la 844 facies se estima en unos 6000 m. Es gradacional a la facies Mata Oscura y discordante, o fallado, con las rocas del Grupo El Barbasco. Localmente, en la zona de contacto, se hace paralela a la foliación de las metamórficas. Su edad es Carbonífero-Pérmico, en base a determinaciones realizadas en la porción extrema del batolito en la facies Mogote de 270 ± 10 Ma (FEO CODECIDO, 1954). A semejanza de las facies Mata Oscura, y Mogote, se correlaciona con los granitos de El Palmar, El Totumo, La Paz, Toas, Bailadores y La Macarena (Colombia). Véase: EL BAÚL, GRANITO ALCALINO DE INVÁLIDO PIÑERO, GRANITO DE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Cojedes. Este término fue publicado por FEO CODECIDO (1954) para designar un tipo de granito alcalino que forma los cerros de Piñero en la parte suroriental de la región de El Baúl, estado Cojedes, posteriormente descrito por MARTÍN BELLIZZIA (1961) con el nombre formal de Facies Piñero. Véase: PIÑERO, FACIES. INVÁLIDO PLACETA, MIEMBRO (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico) Estado Monagas. Este nombre fue propuesto por ROD y MAYNC (1954) para designar la parte inferior de la Formación Chimana. Ha sido descartado posteriormente por considerarse que la unidad no es cartografiable y había sido definida en parte a base de criterios cronoestratigráficos (ROSALES, 1959, 1960; SALVADOR, 1964-b; SVIP, 1963, Cuadro de Correlación). Véase: CHIMANA, FORMACIÓN. VÁLIDO PLANULARIA cf. THALMANNI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Anzoátegui. 845 Esta es una de las zonas establecidas por RENZ (1962), a base de foraminíferos bentónicos, en la sección tipo del río Querecual, estado Anzoátegui, cuyos rasgos diagnósticos se indican en un cuadro sin descripción textual. Corresponde a la base de la Formación Tinajitas (de RENZ, equivalente al Miembro Tinajitas de uso actual), por debajo de las capas orbitoidales. En su cuadro, RENZ indicó su edad Eoceno tardío, pero en el texto mencionó elementos que sugieren una edad correspondiente a la parte superior del Eoceno medio. VÁLIDO PLANULARIA VENEZUELANA SARACENARIA SENNI, ZÓNULA DE. CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta es la superior de dos subdivisiones de la Zona de Robulus wallacei, establecida por RENZ (1948), en el Grupo Agua Salada, estado Falcón. Véase: ROBULUS WALLACEI, ZONA DE. VÁLIDO PLATILLÓN, DIORITA PIROXÉNICA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Guárico. Referencias: KONIGSMARK (1958, 1965) introduce este término para designar cuerpos de diorita y brechas de diversos tipos que intrusionan a la Formación Garrapata en forma de "sills" en Guárico noroccidental. GONZÁLEZ y PICARD (1971, 1972) cartografían estas rocas en el sector del cerro Pariapán, e igualmente las consideran intrusivas. Localidad tipo: Curso inferior del río Platillón, que drena del pico homónimo, en Guárico noroccidental. Esta localidad se encuentra a unos 20 km al suroeste de San Juan de los Morros, estado Guárico. (Hoja N° 6645, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Descripción litológica: La diorita de esta unidad contiene aproximadamente un 65% de oligoclasa (muy alterada, lo cual le imparte un aspecto nublado); el volumen restante es augita en granos anhedrales y subhedrales, caracterizados por una laminación basal muy marcada, a lo largo de la cual ha habido leve alteración a anfíbol o clorita. En la quebrada Platillón, la diorita piroxénica es de grano muy grueso en el centro de los cuerpos; hacia los bordes el tamaño de los cristales disminuye, aumenta el brechamiento y se desarrolla foliación y lineación paralelas a la roca caja. La roca caja que circunda la porción brechada ha sufrido alteración parcial a prehnita, anfíbol, calcita y clorita. En general el brechamiento se presenta en todo el espesor del "sill", pero localmente se restringe a zonas determinadas dentro de la diorita piroxénica. La porción brechada puede componerse 846 únicamente de fragmentos ígneos, o de una mezcla de rocas ígneas y sedimentarias. Según KONIGSMARK, (op. cit.,) el brechamiento probablemente se debe a que, en algún momento del ciclo magmático, la presión del vapor del agua asociada con el intrusivo casi sólido excedió la presión confinante de la sobrecarga de roca, ocasionando la liberación explosiva de gas a través de una zona debilitada de la roca suprayacente, y en consecuencia, la repentina y quizás explosiva expansión del agua o líquido presente en los espacios porosos intergranulares de la diorita piroxénica. KONIGSMARK (1965) y GONZÁLEZ y PICARD (1972) indican que estos cuerpos son intrusivos dentro de la Formación Garrapata. Extensión geográfica: Siempre se encuentra asociada a la Formación Garrapata, desde el río Platillón donde aflora en cuerpos hectométricos, hasta otros afloramientos mayores ubicados en la localidad tipo de la Formación Garrapata, en el cerro Pariapán a unos 2 km al este de San Juan de los Morros. En este lugar la cartografía geológica presentada por KONIGSMARK (1958, 1965) y GONZÁLEZ y PICARD (1972) muestran cuerpos elongados en dirección noroeste-suroeste de 100 a 150 m de espesor y de hasta 3 km de longitud. Espesor: Variable entre 0 y 150 m. Relaciones de campo: Concordante y a veces gradual con la roca caja de la Formación Garrapata (KONIGSMARK, 1965). Edad: KONIGSMARK (1965) propone una edad Coniaciense. Correlación: MENÉNDEZ (1965) correlacionó estas rocas y la brecha ígnea de Sabana Larga, descrita por él en la región de El Tinaco, estado Cojedes. INVÁLIDO PLAYA GRANDE, ARENISCA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Mérida. KEHRER (1937-a, b) empleó este término como sinónimo local de la Formación "Tomón" en Mérida. El término ha caído en desuso. VÁLIDO PLAYA GRANDE, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno temprano-medio) Distrito Federal. 847 Referencias: Los sedimentos que comprende el Grupo Cabo Blanco, del que es parte la Formación Playa Grande, fueron descritos por primera vez por HUMBOLDT (1801). Posteriormente en 1823 el mismo autor correlaciona estas rocas con capas similares expuestas cerca de Cumaná y en el extremo oriental de la península de Araya. Las descripciones fueron publicadas por HUMBOLDT (1814-1824). DENGO (1951) fue el primero en representar las Capas de Cabo Blanco adecuadamente en un mapa geológico y afirma que se puede dividir en por lo menos tres unidades. CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) nombra y describe la Formación Playa Grande. WEISBORD (1957) describe la unidad en mayor detalle y la divide en dos miembros denominados Catia y Maiquetía. BERMÚDEZ y FUENMAYOR (1962) publican un estudio de las faunas de foraminíferos de las formaciones Playa Grande y Mare. WEISBORD (1957, 1962, 1964-a, 1964-b, 1965, 1967, 1968, 1968-b) realiza un estudio detallado de los macrofósiles de las formaciones Playa Grande, Mare y Abisinia. BOLLI y BERMÚDEZ (1965) establecen una nueva zona de foraminíferos planctónicos en la Formación Playa Grande, que consideraron válida para otras regiones del Caribe. RODRÍGUEZ (1969) estudia los ostrácodos de la formación. Localidad tipo: El nombre proviene de la urbanización Playa Grande, Distrito Federal. La Localidad tipo está en los acantilados del norte de la meseta de Playa Grande. El Miembro Catia, que aflora a lo largo de la carretera entre Playa Grande y Catia La Mar, es la sección mejor desarrollada de la Formación Playa Grande, e inclusive, del Grupo Cabo Blanco. El Miembro Maiquetía deriva su nombre del Aeropuerto Internacional de Maiquetía (actualmente Aeropuerto Internacional Simón Bolívar), al norte del cual aflora. Extensión geográfica: La Formación Playa Grande está limitada a la región de Cabo Blanco, Distrito Federal. Descripción litológica: Comprende sedimentos clásticos de granulometría variable desde conglomerados a lutitas, con desarrollos locales de biostromas de algas calcáreas coralinas (Lithothamnium) y con capas de Lyropecten arnoldi. WEISBORD (1957) divide la unidad en dos miembros, Catia y Maiquetía, expuestos al norte y sur, respectivamente de la falla de Las Bruscas, y aun cuando no comprueba relación alguna entre ambos miembros, postula que el primero es más antiguo. Los conglomerados basales del Miembro Catia indican una acumulación de sedimentos fluviátiles provenientes de las secuencias metasedimentarias del Grupo Caracas, los cuales posteriormente fueron retrabajados en las líneas de playa. Posteriormente se desarrolla un ambiente sedimentario marino, costero-litoral. Plataforma amplia, con poca inclinación, de aguas someras, y nivel de energía del oleaje moderado, y ambientes de lagunas litorales asociadas. Los desarrollos biohermales y biostromales de Lithothamnium, indican desarrollos paralelos a la línea de costa similares a los que forman las rocas de playa actuales, con un mayor nivel de energía. Espesor: Varía entre 180 y 267 m. Relaciones de campo: La base del miembro Catia, descansa con marcada discordancia angular, sobre la Formación Las Pailas del mismo Grupo Cabo Blanco. El Miembro 848 Maiquetía es angularmente discordante por debajo de la Formación Mare del mismo Grupo. Estas relaciones parecen indicar una mayor edad para el Miembro Catia, aun cuando no se observan en una sección continúa. Fósiles: Además de los desarrollos biohermales biostromales de Lithothamnium, y las capas guías con Lyropecten arnoldi y Ostrea sp., la fauna de macrofósiles y microfósiles ha sido ampliamente estudiada y publicada. WEISBORD (op. cit.,) estudia los macrofósiles de las formaciones Playa Grande, Mare y Abisinia. RODRÍGUEZ (1969) estudia los ostrácodos de la Formación Playa Grande. Determinando un total de 148 especies. BOLLI y BERMÚDEZ (1965) al definir la Zona de Globorotalia truncatulinoides/Globorotalia inflata (abreviado posteriormente por BOLLI a Zona de Globorotalia truncatulinoides), designaron como localidad tipo a la Formación Playa Grande, particularmente la parte inferior que contiene los marcadores zonales. Edad: Con base al método de Lyell, referido al porcentaje de especies vivientes en las macrofaunas, WEISBORD (op. cit.,) asignó la Formación Playa Grande al Plioceno temprano. Según BOLLI y BERMÚDEZ (1965), la unidad es Pliocena, pero no corresponde al Plioceno temprano, ya que la zona de foraminíferos planctónicos correspondiente está ausente en Venezuela. Según CATI et al. (1968), la zona que falta representa la parte superior del Plioceno, por lo cual la Formación Playa Grande corresponde enteramente al Pleistoceno. Después de la revisión de CATI et al. (1968) y BOLLI y PREMOLI SILVA (1973), se considera que la Zona de Globorotalia truncatulinoides abarca todo el Pleistoceno (GONZÁLEZ DE JUANA et al. 1980). Por su posición estratigráfica discordante sobre la Formación Las Pailas (Plioceno) y debajo de la formación Mare (Pleistoceno medio), se le asigna una edad Pleistoceno temprano a Pleistoceno medio. Correlación: La correlación más estrecha de la Formación Playa Grande es con la Formación Cumaná del oriente de Venezuela. Véanse: CATIA, MIEMBRO y MAIQUET1A, MIEMBRO VÁLIDO PLAYA, MIEMBRO (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Esta unidad fue descrita por YOUNG (1960), como miembro intermedio de la Formación La Puerta, en la parte este-central del lago de Maracaibo. Se caracteriza por su predominio de areniscas que lo distinguen de la litología predominante arcillosa de los miembros infrayacentes (Poro) y suprayacente Timoteo. 849 La unidad deriva su nombre de las concesiones de Playa, adyacentes a la parcela de Ceuta, y el término se seleccionó además como ayuda mnemónica por su naturaleza arenosa. La sección tipo se encuentra en el pozo 75-Z-1X (Ceuta-1) donde su espesor es de 700 metros y varía en total entre 600 y 1220 metros. Otros autores refieren la unidad a la Formación Isnotú, y no La Puerta. Véase: LA PUERTA, FORMACIÓN. VÁLIDO POLICARPIO, MIEMBRO (Formación Pozón) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. El término fue introducido por SUTER (1947), como Miembro de Arenas Glauconíferas de Policarpio, y descrito por RENZ (1948) para designar la unidad inferior de la Formación Pozón. El miembro mide solamente 10 m de espesor, pero es un marcador regional de gran importancia, ya que puede seguirse por una distancia lateral de más de 60 km. Consiste de unos 6 m de una arcilla fosilífera mal estratificada, irregularmente endurecida, arcilla margosa y arena glauconífera, con concreciones diseminadas de roca ferruginosa glauconífera y de marga consolidada blanca. La parte superior, de 4 m de espesor, consiste de arenas glauconíferas calcáreas y yesíferas, que meteorizan a pardo, con concreciones de marga consolidada amarilla. El término arena glauconífera, según apunta RENZ (1948) se refiere a un sedimento muy rico en granos de glauconita, embebidos en una matriz arcillosa o margosa, pero no contiene ningún grano de cuarzo. En la sección tipo, el Miembro Policarpio es ligeramente discordante sobre la Formación San Lorenzo, pero se hace concordante lateralmente. El contacto superior es concordante con el Miembro Husito, de la misma Formación Pozón. RENZ (1948) lo incluye en la parte media de la Zona de Siphogenerina transversa, con rica microfauna. BLOW (1959) lo coloca en el tope de la Zona de Globigerinatella insueta s.l., que corresponde, en términos modernos, a la base del Mioceno medio, Zona de Globorotalia fohsi peripheroronda (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). VÁLIDO PORO, MIEMBRO (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Esta subunidad fue descrita por YOUNG (1960) como el inferior de tres miembros de la Formación La Puerta en la parte este-central del lago de Maracaibo. Se caracteriza por el 850 predominio de capas de arcilla y menor proporción de areniscas en comparación con el Miembro Playa, suprayacente, y la Formación Lagunillas, infrayacente (Miembro Bachaquero). El nombre es contracción de Tomoporo, nombre de un río en la región. La sección tipo se encuentra en el pozo 75-Z-1X (Ceuta-1) donde el espesor es de 320 metros fuera de ella varía entre 300-700 metros. Véase: LA PUERTA, FORMACIÓN. INVÁLIDO PORTACHUELO, MIEMBRO (Formación Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. PAYNE (1951) define el Miembro Portachuelo, como la unidad inferior de la Formación Caujarao en la región de Cumarebo, WEINGEIST y DUSENBURY (en LEV, 1956) lo consideran como el miembro superior de la Formación Socorro. En LEV, (1970) se declara la unidad inválida, con base a la confusión existente en la literatura. Es probable que, de acuerdo a las nuevas correlaciones presentadas por DIAZ DE GAMERO (1988), sea necesario modificar el concepto tradicional y subdivisiones de la Formación Socorro en la región de Cumarebo. PAYNE (1951) define la localidad tipo de esta unidad cerca del poblado de Portachuelo, a 7 km al suroeste del campo de Cumarebo, donde tiene un espesor de más de 800 m. El Miembro Portachuelo consiste de una serie de ciclos sedimentarios, que empiezan con una lutita que puede contener una o varias margas glauconíticas de hasta 2 m de espesor, que grada hacia arriba o areniscas lutíticas en capas delgadas y finalmente a arenisca, que termina con una delgada de caliza arenácea o arena calcárea, recubierta por un fino nivel de marga glauconítica. En el subsuelo del campo Cumarebo, estas areniscas (1 a 14) fueron productoras de petróleo. La unidad es microfosilífera y contiene gran cantidad de hojas y restos de plantas. Véase: SOCORRO, FORMACIÓN VÁLIDO PORTICULOSPHAERA MEXICANA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Cojedes. Esta zona del Eoceno medio fue definida en la formación Navet de Trinidad por BOLLI (1957-c), a base de la extensión vital de la especie titular, que LAMB (1946-b) reconoció en la Formación Caratas de Venezuela oriental. Esta zona se identifica en la parte superior 851 de la Formación Paují y en la Formación Mene Grande de Venezuela occidental (WALTON, 1966; FURRER, 1967). INVÁLIDO POST-GRUPO CARACAS, FORMACIONES MESOZOICO SUPERIOR Estado Miranda. Este nombre fue empleado por SEIDERS (1965) para designar una secuencia de rocas que considera discordantes sobre el Grupo Caracas, y que subdivide, en secuencia ascendente, en las formaciones Urape, Muraguata y Paracotos. Los dos primeros nombres designan la unidad inferior y media, respectivamente, establecida por el autor, y el último nombre la superior, tal como la redefinió SHAGAM (1960), además incluye en el conjunto a las "rocas de Conoropa". El nombre se considera inválido por no ajustarse a las normas establecidas de nomenclatura estratigráfica. Véanse: URAPE, FORMACIÓN; MURUGUATA, FORMACIÓN; PARACOTOS, FORMACIÓN y CONOROPA, ROCAS DE. INVÁLIDO POTRERITOS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre fue empleado por SUTTON (1946) para designar la inferior de dos unidades, en las cuales dividió la sección del Eoceno expuesta en el norte del lago de Maracaibo, comprendida entre la "Formación San Ambrosio", suprayacente, y las formaciones Misoa o Guasare, infrayacentes. Como única diferencia entre esta unidad y la Formación Las Flores, suprayacente, señaló los respectivos conjuntos de minerales pesados, criterio que es inválido para la definición de unidades litológicas. Además, las relaciones que SUTTON postuló con las formaciones Paují, Misoa y El Mene son incomprensibles a la luz de los conocimientos posteriores sobre la región. SCHAUB (1948) analiza críticamente esta nomenclatura, YOUNG (1961) señala el rechazo general de los nombres Las Flores y Potreritos debido a su ambigüedad. VÁLIDO POZÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estado Falcón. 852 Referencias: La primera referencia aparece en SUTER (1947), quien coloca a la Formación Pozón en la parte superior del Grupo Agua Salada y la subdivide en los miembros Policarpio, Husito y Huso. La descripción detallada, junto con el estudio bioestratigráfico y sistemático de los foraminíferos, es publicada por RENZ (1948). BLOW (1959) estudia asimismo los foraminíferos, con énfasis en los planctónicos y reconoce varias zonas establecidas en Trinidad para la parte inferior de la unidad, estableciendo nuevas zonas para la parte más joven. WHEELER (1960, 1963) no añade información nueva sobre esta unidad. DÍAZ DE GAMERO (1985b) redefine el Grupo Agua Salada, incluyendo la Formación Guacharaca como su unidad inferior e introduce el término Formación Agua Salada para toda la sección arcillosa oligo-miocena que aflora en la parte nororiental de la cuenca. En esta región tan solo se puede discriminar el Miembro El Salto como unidad litoestratigráfica. GIFFUNI et al, (1992) la estudian al oeste de río Ricoa. Localidad tipo: Entre la estación trigonométrica de Pozón y el cerro Ojo de Agua, en dirección norte-sur, a lo largo de la vertiente de loma Luca, entre afluentes de la quebrada Agua Salada, al oeste, y de la quebrada Araguata, al este. (Hoja N° 6448, a escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación aflora extensamente en toda la región de Falcón oriental y está particularmente bien expuesta en el flanco sur del anticlinal de El Mene de Acosta-Pozón (RENZ, 1948). Descripción litológica: De acuerdo con RENZ (1948), la formación consiste principalmente de arcillas margosas y arcillas, con un desarrollo glauconítico de poco espesor en la base. Este constituye el Miembro de Arenas Glauconíferas de Policarpio, compuesto de arcillas fosilíferas mal estratificadas; arcillas margosas y arenas glauconíferas, con concreciones ferruginosas y de marga blanca. El término arena está mal empleado, por estar constituido por granos de glauconita en una matriz arcillosa. El Miembro de Arcillas Margosas de Husito, medio, está compuesto por arcillas margosas de color gris pardo a marrón chocolate, intercaladas con abundantes margas de foraminíferos, más frecuentes hacia arriba, y un horizonte de concreciones de marga consolidada blanca y amarilla. Toda la sección contiene granos diseminados de glauconita. El Miembro de Arcillas de Huso, superior, se compone de arcillas con intercalaciones de margas y arcillas margosas amarillas, con lentejones delgados de arena calcárea de grano fino hacia el tope. Según RENZ (1948), las condiciones ambientales de los miembros Policarpio y Husito se mantienen esencialmente constantes, indicando sedimentación a profundidades entre 200 y 600 m, en condiciones marinas normales y clima tropical. En el Miembro Huso se evidencia un proceso regresivo, disminuyendo las profundidades desde 100 m en la parte inferior, a 50 m en su parte media y, finalmente, a condiciones marinas muy someras con influencia de aguas salobres, al tope. BLOW (1959) no cambia estas interpretaciones. VAN DEN BOLD (1966), en base a los ostrácodos, interpreta una profundidad marina de unos 100 a 170 m para la mayor parte del Miembro Husito, pasando a unos 30 a 70 m para la parte superior del miembro y menos de 30 m para el Miembro Huso. 853 Espesor: La formación tiene 1042 m de espesor en la sección tipo, que pasa a una sección incompleta de 1120 m en El Mene de Acosta, donde falta el tope. RENZ (1948) menciona que la unidad se adelgaza hacia el oeste y engruesa hacia el este y norte. Relaciones de campo: En la sección tipo, la Formación Pozón suprayace a la Formación San Lorenzo con un contacto de ligera discordancia angular, que pasa a ser concordante hacia el norte. El contacto superior, con la Formación Ojo de Agua, es concordante, transicional y de carácter diacrónico, ya que es más antiguo en el oeste y gradualmente más joven hacia el este (RENZ, 1948). Fósiles: La formación es muy rica en microfósiles, especialmente el Miembro Husito. RENZ (1948) hace un estudio sistemático y bioestratigráfico de los foraminíferos y establece las zonas de Siphogenerina transversa (parte superior), Globorotalia fohsi, Valvulineria herricki, Marginulinopsis basispinosus y Robulus senni, y las zónulas de Vaginulinopsis superbus-Trochammina cf. pacifica, Textularia panamensis y Elphidium poeyanum-Reussella spinulosa. BLOW (1959) estudia igualmente los foraminíferos, concentrándose en los planctónicos. Con base a éstos, reconoce varias zonas previamente establecidas en Trinidad y establece las siguientes para la parte superior de la formación: zonas de Globorotalia menardii menardii/Globigerina nepenthes, Sphaeroidinella seminulina y Globigerina bulloides, parte más inferior, VAN DEN BOLD (1966) estudia sistemáticamente la microfauna de ostrácodos. Edad: De acuerdo a los esquemas modernos, la edad de la Formación Pozón, en su localidad tipo, ocupa todo el Mioceno medio y casi todo el Mioceno tardío, desde las zonas de Globorotalia fohsi peripheroronda hasta un nivel indeterminado dentro de la de Globorotalia humerosa (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). En la región nororiental, sin embargo, la Formación Agua Salada, que incluye equivalentes de la Formación Pozón, alcanza tan solo la parte inferior de la Zona de Globorotalia acostaensis, la inferior del Mioceno tardío (DÍAZ DE GAMERO, 1985B). GIFFUNI et al. (1992) reconocen equivalentes de la Formación Pozón (parte superior de la Formación Agua Salada) al oeste del río Ricoa, donde esta unidad alcanza la Zona de Globorotalia humerosa. Correlación: En su localidad tipo, la Formación Pozón se correlaciona con las formaciones Socorro y Caujarao, en parte. Véanse: POLICARPIO, MIEMBRO; HUSITO, MIEMBRO; HUSO, MIEMBRO; AGUA SALADA, GRUPO y AGUA SALADA, FORMACIÓN. VÁLIDO PRAEGLOBOTRUNCANA ROHRI, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Trinidad. 854 BOLLI (1959-b) establece esta zona en Trinidad, donde corresponde a la parte superior de la Formación Maridale y es de edad Albiense. Según el cuadro de distribución faunal, Praeglobotruncana rohri y Planomalina cf. apsidostroba se restringen a la zona. Según METZ (1965), fue reconocida por el mismo BOLLI en la Formación Cutacual de Venezuela oriental. VÁLIDO PRAEORBULINA GLOMEROSA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Trinidad. Este nombre fue publicado por BOLLI (1966) para designar la parte superior de la Zona de Globigerinatella insueta, redefinida anteriormente por el mismo autor (1957-c) como la parte superior de la zona del mismo nombre que había sido establecida por CUSHMAN y RENZ (1948) en Trinidad. BOLLI (1966) define la zona de Praeorbulina glomerosa como el intervalo comprendido entre la primera aparición de la especie titular, hasta la última de Globigerinatella insueta. Véase: GLOBIGERINOIDES SICANUS - GLOBIGIIRINATELLA INSUETA, ZONA DE. INVÁLIDO PRE-DISCONTINUIDAD, CAPAS, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico)- CENOZOICO (Terciario) Estado Anzoátegui. DUSENBURY (1950), en su análisis detallado del Grupo Temblador, señala que la contradicción entre las correlaciones a base de perfiles eléctricos y de paleontología dio lugar al empleo temporal de este término, para designar un intervalo que incluye capas, tanto del Cretácico (Formación Temblador), como del Terciario (parte inferior de la Formación Oficina). La denominación es inaceptable en la estratigrafía formal y ha caído en desuso. INVÁLIDO PRE-IMATACA, ROCAS PRECÁMBRICO INFERIOR Estado Bolívar. SHORT y STEENKEN (1962) emplean este término para designar las masas redondeadas de aspecto ígneo y composición granítica, expuesta entre San Pedro de Las Bocas y El Manteco, estado Bolívar, que representan una lineación norte-sur característica, en 855 contraste con la lineación noreste de las unidades circunvecinas. Las rocas, que los autores llamaron "posiblemente pre-Imataca", consisten de gneis microclínico biotítico, de aspecto ígneo y grano grueso, caracterizado por una matriz cuarzosa que rellena espacios intersticiales entre los cristales feldespáticos, presentes en forma de intercrecimiento pertítico, y microclino remplazando a la plagioclasa ácida. Las rocas corresponden a la facie metamórfica de la anfibolita epidótica y muestran cierta semejanza con las metadacitas de la "Formación Guasipati" de los mismos autores. En la biotita se determinó una edad de 2340 Ma (Rb-Sr), pero según CHASE (1965) ésta no ha sido verificada mediante otra técnica radiogénica. POSADAS y KALLIOKOSKI (1967) mencionaron una edad de 2900 Ma, determinada en la sección de gneis gris y rosado de Imataca. El término se considera inválido por mal definido y ambiguo; además se considera que la evidencia de su edad más antigua que la del Complejo de Imataca es insuficiente. VÁLIDO PRESPUNTAL, MIEMBRO (Formación Las Piedras) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Anzoátegui. FUNKHOUSER et al. (1948), definieron brevemente la Formación Prespuntal, como parte del Grupo Sacacual. HADLEY (en LEV, 1956), describe la unidad con rango formacional. DE SISTO (1961-c) amplia la descripción, y la conserva como formación dentro del Grupo Sacacual, SALVADOR (1961) revisa la confusa terminología de las subunidades de la Formación Las Piedras o Grupo Sacacual, propone la eliminación de este último término, y considera Prespuntal, junto con Caicaíto, como miembros locales de la Formación Las Piedras en el área San Mateo-Anaco, en la carretera de Puerto La Cruz-Oficina. Véase: LAS PIEDRAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO PUEBLO CUMAREBO, CALIZA DE, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos nombres fueron empleados por LIDDLE (1946) para designar el Miembro de Caliza de Cumarebo de uso actual. Véase: CUMAREBO, MIEMBRO DE CALIZA DE. 856 VÁLIDO PUEBLO NUEVO, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico tardío) Estado Falcón. Referencias: El término Formación Pueblo Nuevo lo introduce por MACDONALD (1968), para designar un conjunto de rocas arcillosas y arenáceas levemente metamorfizadas en la parte central de la península de Paraguaná, estado Falcón, las cuales habían sido brevemente mencionadas por KEHRER (1937), como capas cretácicas (Caliza La LunaCogollo). FEO CODECIDO (1971) describe brevemente la unidad, sin usar el nombre de Pueblo Nuevo. Localidad tipo: La localidad tipo de la formación se encuentra en la Mesa de Cocodite, a unos 3 ó 4 km al oeste de Pueblo Nuevo, península de Paraguaná, distrito Falcón del estado Falcón, (Hoja N° 6251, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad aflora en los sectores este y oeste de la mesa, a ambos lados del plutón granítico de El Amparo. Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación Pueblo Nuevo están restringidos al área de la mesa de Cocodite, en la parte central de la península de Paraguaná. Descripción litológica: La Formación Pueblo Nuevo se compone principalmente de filitas limolíticas de color gris oscuro a negro, arcilitas, meta areniscas conglomeráticas, cuarcíticas y feldespáticas y caliza recristalizada, con restos de amonites. En la porción oeste de los afloramientos, que aparentemente corresponden a la base de la formación, predominan las calizas grises con lentes discontinuos en las filitas. En la porción este, en la posición estratigráfica más alta, predominan las meta-areniscas feldespáticas, expuestas en dos áreas al norte y al sur de un núcleo filítico (MACDONALD, op. cit.). Intercalados con las meta-areniscas y filitas, se encuentran conglomerados de guijarros de cuarzo blanco, formando capas y lentes. En toda la formación se encuentran capas escasas de ftanita recristalizada. Las rocas de la Formación Pueblo Nuevo muestran evidencias de un metamorfismo regional de bajo grado, con desarrollo de esquistosidad y cambios mineralógicos correspondientes, aproximadamente, a la facies del esquisto verde. MACDONALD (op. cit.), menciona diques de pórfidos hornabléndico-feldespáticos y cuarzo-feldespáticos en la formación. La litología y contenido fosilífero de la unidad sugieren un ambiente marino, probablemente somero, con influencia de sedimentos terrígenos (conglomerados) en la porción inferior. Espesor: Según MACDONALD (op. cit.), el espesor expuesto de la formación es de 2250 m, de los cuales 750 m corresponden a la porción occidental (inferior), y 1500 m a la oriental (superior). El espesor total puede exceder los 3500 m. Relaciones de campo: La Formación Pueblo Nuevo yace discordantemente o en contacto de falla, sobre las rocas metamórficas más antiguas de la región (esquistos y gneises). 857 Según MACDONALD (op. cit.), la formación ha sido intrusionada por el plutón granítico de El Amparo. Por otra parte, FEO CODECIDO (op. cit.), le asigna la edad del granito al Pérmico, y menciona guijarros del mismo granito en los conglomerados de la base de la formación. En el tope, la unidad está en contacto discordante o de falla bajo la Formación Cantaure, del Mioceno. Fósiles: KEHRER (op. cit.), menciona un amonite cretácico típico, sin identificarlo. MACDONALD (op. cit.), cita fragmentos de amonites unidos, como Virgatosphietes sp., Subdichotomaceras? sp., Subptanites? sp. y Orthaspidocoras? sp. Además, en las calizas se observan estructuras de algas e impresiones de pelecípodos no identificados. Edad: Según IMLAY (citado por MACDONALD, op. cit.), la edad de la Formación Pueblo Nuevo es Jurásico tardío, más joven que Kimmerigdiense medio, como lo demuestra la presencia del género Virgatosphinotes. Correlación: La formación se correlaciona con la Formación Jipi del Grupo Cocinas, del Jurásico tardío de la península de La Guajira, en Colombia. MACDONALD (op. cit.), sugirió la posibilidad de correlación con rocas jurásicas equivalentes al este de la falla de Aruba, o hacia el sureste, en la cordillera de La Costa. Esta suposición parece confirmarse por el hallazgo hecho por URBANI (1969), de pelecípodos identificados por KAUFFMAN (cf CAMERO, 1969) como Exogyra sp. aff E. Vírgula (De France), del Jurásico tardío (Kimmeridgiense), en calizas de la Formación Las Brisas en la cueva del Indio, La Guairita, al sureste de Caracas (URBANI, 1973). INFORMAL PUEBLO VIEJO, MIEMBRO (Formación Misoa) CENOZOICO. (Terciario: Eoceno) Estado Zulia El término Arenisca Principal de Pueblo Viejo, fue mencionado originalmente por SCHAUB (1948) y descrito sumariamente por la CARIBBEAN PETROLEUM Co. (1948), como uno de los cuerpos de arena resaltantes dentro de la Arenisca Micácea inferior, RUBIO (1960), la menciona como Formación Pueblo Viejo sin describirla, y en su columna estratigráfica típica, la presenta como equivalente a los miembros B-9 a B-6 (Formación Misoa). CORRIE (1961), la muestra también como formación (sin describirla). YOUNG (1961), indica su equivalencia con los miembros B-9 a B-6 de Misoa. BRONDIJK (1967) y WALTON (1967), la colocaron en el rango de miembro informal de la Formación Misoa. BARBEITO et al., (1985) la muestran con este carácter, en su tabla. INVÁLIDO PUEDPA, ROCAS FOLIADAS DE PRECÁMBRICO 858 Estado Bolívar. Este nombre informal fue empleado por MCCANDLESS (1966) para designar una secuencia expuesta en el valle del río Caroní al oeste de El Manteco, en el valle del bajo Paragua y al norte de Pastora, estado Bolívar, que incluyó en su Grupo Carichapo. La unidad consiste de metaftanitas, esquistos silíceos en estratos delgados, finamente cristalinos, filitas y metavolcánicas básicas e intermedias, metamorfizadas a las facies de la anfibolita epidótica al norte y del esquisto verde al sur. Las rocas suprayacen a las "anfibolitas de Carichapo" del mismo autor (Grupo Carichapo de uso actual) y es transicional hacia arriba al Grupo Pastora. Estas rocas habían sido incluidas por KALLIOKOSKI (1965-a, c) en su descripción de la Formación Yuruari, como parte basal de la misma. El término se considera inválido, tanto por su designación descriptiva, como por su definición incompleta. INFORMAL PUERTO CUMAREBO, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. SUTER (1937) introduce el nombre de "caliza de Puerto Cumarebo", para describir la unidad superior de la Formación Punta Gavilán en el área de Cumarebo. Posteriormente, PAYNE (1951) define las formaciones El Veral y Tucupido para reemplazar a la Formación Punta Gavilán en esta región, pasando la caliza de Puerto Cumarebo a formar parte de la Formación Tucupido, como la unidad superior. SUTER (op. cit.,) describe la caliza de Puerto Cumarebo como calizas de color amarillo, gredosas blandas, compuestas por algas; tienen aspecto de tufa y se descomponen en un caliche blanco. Las calizas alternan con calizas arenosas, oscuras y conglomeráticas. La localidad tipo designada por SUTER (1937) se encuentra en el área de Puerto Cumarebo, donde está mejor desarrollada (Hoja N° 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). INVÁLIDO PUERTO CUMAREBO, CALCÁREO DE, CALIZA DE, MIEMBRO DE CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. 859 SUTER (1937-a,b) utiliza los nombres "Calcáreo de Puerto Cumarebo" y "Caliza de Puerto Cumarebo". En el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956) la unidad es designada "Miembro de Caliza de Puerto Cumarebo". Estos nombres se consideran inválidos, tanto por su forma idiomática e informal, como por haber sido incluidos en la Formación Punta Gavilán, a la cual no pertenecen. Véase: TUCUPIDO, FORMACIÓN. VÁLIDO PULLENIA CRETACEA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Colombia. CUSHMAN y HEDBERG (1941) establecen tres zonas faunales en la sección lutítica del Cretácico tardío, expuesta en la concesión Barco, departamento Santander del Norte, Colombia, en la parte limítrofe con Venezuela. La Zona de Pullenia cretacea es la más antigua; en esta región comprende los dos tercios inferiores de la Formación Colón. CUSHMAN y HEDBERG mencionan las siguientes especies como características de esta zona: Pullenia cretacea, Gyroidina globosa, Siphogenerinoides cretacea, Haplophragmoides flagleri, Dorothia cf filiformis. La zona se reconoce en todo el occidente de Venezuela y en las regiones adyacentes de Colombia. (PETTERS, 1955). INVÁLIDO PUNCERES, ARENISCA DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Monagas. GARNER (1926) emplea este término para designar afloramientos cretácicos expuestos cerca del pueblo de Punceres, en Monagas septentrional. El nombre cayó en desuso al establecerse la estratigrafía definitiva de la región a base de secuencias formacionales completas. INVÁLIDO PUNCHE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. Este nombre fue introducido por GONZÁLEZ DE JUANA (1946) para designar capas expuestas al occidente de Anzoátegui. HEDBERG (1950-a) las reconoció como la expresión en la superficie de la Formación Freites del subsuelo, y recomendó la extensión 860 de este último al cinturón de afloramientos. CH. DE RIVERO (en LEV, 1956) recomendó retener el nombre Punche para la formación en la superficie, "conforme al espíritu del Código Estratigráfico". Sin embargo, SALVADOR (1964-b) señaló que, según el Código revisado, sólo se retiene un nombre en estos casos; en base al uso, éste debe ser Freites; por lo tanto el término Punche es innecesario. Véase: FREITES, FORMACIÓN. VÁLIDO PUNTA CARNERO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Nueva Esparta. Referencias: La sección fue descrita originalmente por GONZÁLEZ DE JUANA (1947) con el nombre de Grupo Punta Carnero, sugiriendo una subdivisión tripartita del mismo, que fue publicada por CH. DE RIVERO (en LEV, 1956), bajo los nombres de Formación Las Bermúdez, Formación El Dátil y Formación Punta Mosquito. No obstante, HESS y MAXWELL (1949), emplean el nombre con rango formacional y posteriormente, KUGLER (1957) y TAYLOR (1960), se refieren al intervalo, como Formación Punta Carnero. JAM y MÉNDEZ (1962), aceptan la nomenclatura de RIVERO y describieron las unidades en detalle. BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966), resumen la literatura previa y añaden importantes datos paleontológicos. GONZÁLEZ DE JUANA (1968), analiza el grupo y sus formaciones en detalle. MUÑOZ (1973), realiza un estudio sedimentológico detallado de esta secuencia, asignándole rango de formación, debido a que está integrada por unidades litológicas de facies íntimamente relacionadas, dentro de una cuenca relativamente pequeña de tipo flysch y expuesta en una extensión geográfica pequeña. La Formación Punta Carnero, así redefinida, no incluye los afloramientos del Eoceno de la región de Pampatar. Localidad tipo: Área de las Bermúdez-El Manglillo, al oeste del Aeropuerto Internacional Santiago Mariño, en las cercanías de la carretera de tierra entre Las Bermúdez y El Manglillo, al norte de punta Carnero. Extensión geográfica: Desde el área tipo al norte de punta Carnero, la formación se extiende hacia el este, hasta el área de punta Mosquito, al sur de la laguna de Marites. Descripción litológica: En la localidad tipo, la base de la formación está constituida principalmente por conglomerados diferenciados como una unidad local, con el nombre de Miembro Las Bermúdez. Este intervalo se caracteriza por un arreglo caótico, tipo flysch salvaje, de fragmentos de diferentes tamaños (desde bloques hasta tamaño arenas) y de variada composición, embebidos en una matriz lutácea. Las calizas arrecifales conocidas como Los Bagres, cuyo contenido paleontológico indica una edad Paleoceno o Eoceno inferior, son olistolitas deslizadas, como otros fragmentos de origen ígneo y sedimentario, en el área caótica de flysch salvaje, la cual se puede interpretar como un olistostroma. A excepción de la subunidad basal, el resto de la formación presenta un carácter rítmico 861 recurrente a lo largo de toda la sección estratigráfica. Está constituida por una alternancia monótona tipo flysch, de calizas bioclásticas y lutitas pelágicas, con algunas intercalaciones de grauvacas calcáreas. Las calizas bioclásticas son la litología distintiva de la unidad. Consisten en biocalcarenitas color gris, con orbitoides gradados, laminación paralela horizontal y laminación convoluta, en subunidades integradas en un estrato sencillo, interpretado como turbidita (MUÑOZ, 1973). Otras litologías distintivas de esta formación, son unas biocalcarenitas, biocalcilimolitas y biocalcilutitas de color amarillento, con laminación paralela y compuesta esencialmente por lodo de globigerinas, con algunas intercalaciones terrígenas. Fragmentos conglomeráticos o brechoides de calizas litológicamente similares a la de Los Bagres, se encuentran dispersos a diferentes niveles de la formación. En el afloramiento, resaltan topográficamente por su mayor resistencia a la erosión, dos horizontes predominantemente calcáreos, designados por KUGLER (1957), como Horizonte Inferior de Orbitoides y Horizonte Superior de Orbitoides, anteriormente asignados a la base de las formaciones El Dátil y Punta Mosquito, respectivamente (JAM y MÉNDEZ, 1962, GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Entre estos dos niveles hay una mayor proporción de lutitas y la estratificación es algo más fina. Sobre el Segundo Nivel de Orbitoideos, la secuencia termina con calizas bioclásticas (biocalcarenitas, biocalcilimolitas y biocalcilutitas) finamente laminadas, interestratificadas con lutitas pelágicas, a asociación faunísica presente en lutitas no retrabajadas, indica un ambiente marino profundo y de mar abierto. Toda la sección presenta carácter turbidítico. Espesor: En la sección tipo, MUÑOZ (1973), indica un espesor de 820 m, sin contar el miembro basal; incluyendo dicho miembro, la formación alcanza un espesor de 1250 m. Relaciones de campo: La unidad infrayace discordantemente a la Formación El Manglillo o a aluviones recientes. En la localidad tipo, el contacto inferior es discordante sobre el Grupo Los Robles; en el área de Punta Mosquito, este contacto no se observa. Fósiles: La formación es rica en fauna, tanto planctónica como bentónica. Los fósiles han sido mezclados y retrabajados por corrientes de turbidez y corrientes del fondo marino, encontrando fauna de edad desde Paleoceno-Eoceno inferior (Nummulites Cordelados) hasta la parte superior del Eoceno medio (Orbulinoides beckmanni, Truncorotaloides rohri). La fauna aparentemente no retrabajada, incluye radiolarios, Globorotalia sp., Globigerina senni, Globorotalia bolivariana, Globigerinatheka barrí, Globorotalia lehneri, Clavigerinella sp., Hantkenina liebusi, entre otros. BUTTERLIN (1970), estudia los foraminíferos más grandes, identificando las especies Lepidocyclina (Pliolepidina) ariana, Asterocyclina habanensis, Asterocyclina monticellensis, y Asterocyclina penonensis, del Eoceno medio. Edad: BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966), con base a la bioestratigrafía, le asignan al Grupo Punta Carnero una edad Eoceno medio, zonas de Globigerapsis kugleri y Globorotalia lehneri (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). MUÑOZ (1973), considera que esta edad está basada en fauna redepositada, y atribuye la unidad a la parte superior del Eoceno 862 medio, zona de Truncorotaloides rohri, en base a fauna proveniente de lutitas que parecen ser realmente pelágicas, no retrabajadas. HUNTER (1978), realiza una revisión del contenido micropaleontológico de la parte superior de la secuencia (Formación Punta Mosquito), indicando para estos estratos, una edad mínima Eoceno medio, parte superior. Correlación: La sección se correlaciona con la Formación Pampatar, de Margarita. Ha sido comparada también con la Formación Caratas de Venezuela oriental, con la Formación Navet de Trinidad y con las formaciones Oceanic y Scotland de Barbados. Litológica y cronológicamente, es equivalente a la Formación Tigrillo del subsuelo de la cuenca de Carúpano. El flysch salvaje del Miembro Basal Las Bermúdez, es similar los conglomerados de grano grueso encontrados en el subsuelo de la subcuenca de Cubagua. VÁLIDO PUNTA CARNERO, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Nueva Esparta. La sección del Eoceno de la isla de Margarita, fue descrita por GONZÁLEZ DE JUANA (1947), con el nombre de Grupo Punta Carnero, sugiriendo una subdivisión tripartita del mismo, que fue publicada por CH. RIVERO (en LEV, 1956), bajo los nombres de Formación Las Bermúdez, Formación El Dátil y Formación Punta Mosquito. No obstante, HESS y MAXWELL (1949), emplean el nombre con rango formacional y, posteriormente, KUGLER (1957) y TAYLOR (1960), se refieren al intervalo, como Formación Punta Carnero. JAM y MÉNDEZ (1962), aceptan la nomenclatura de Rivero y describen las unidades en detalle. BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966), resumen la literatura existente y añaden importantes datos paleontológicos. GONZÁLEZ DE JUANA (1968), analiza el grupo y sus formaciones en detalle. MUÑOZ (1973), realiza un estudio sedimentológico detallado de esta secuencia, asignándole rango de formación y restringiendo el término a los afloramientos del área de Punta Carnero-Punta Mosquito. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), aceptaron esta restricción, excluyendo del Grupo Punta Carnero, los afloramientos del Eoceno de la región de Pampatar. La localidad tipo de la secuencia se encuentra en el área de Las Bermúdez El Manglillo, al oeste del aeropuerto internacional Santiago Mariño, en las cercanías de la carretera de tierra entre Las Bermúdez y El Manglillo, al norte de punta Carnero. La base del grupo Formación Las Bermúdez, está constituida por lutitas puras o arenosas, con intercalaciones de conglomerados lenticulares, de textura y composición heterogéneas, areniscas frecuentemente calcáreas, de espesor variable, y lentes de caliza. Incluye en su parte inferior, una mesa de caliza arrecifal lenticular, llamada Los Bagres, que ha sido considerada diversamente formación separada, miembro, capa o elemento alóctono. El intervalo intermedio, Formación El Dátil, comienza con capas delgadas de limolitas y areniscas calcáreas, intercaladas con algunas calizas con orbitoides. Hacia arriba, predominan las lutitas con intercalaciones delgadas de areniscas calcáreas y arcillas. Dispersas en toda la sección, aparecen concreciones ferruginosas. 863 La parte superior del grupo, Formación Punta Mosquito, consiste en calizas orbitoidales en la base, intercaladas con calizas no arrecifales, arcillas, lutitas y areniscas calcáreas. Hacia la parte superior, predominan las limolitas y lutitas calcáreas interestratificadas con areniscas calcáreas y lutitas pelágicas. En esta parte, es abundante la materia orgánica carbonosa. MUÑOZ (1973), señala el carácter turbidítico de toda la secuencia, y no justifica el rango de grupo para este intervalo, que considera integrado por facies íntimamente relacionadas, dentro de una cuenca pequeña tipo flysch. Este autor, propone rango formacional para la sección, distinguiendo solamente en la base, como miembro local, al Miembro Conglomerático Las Bermúdez, cuyo carácter de flysch salvaje, (wildflysch) ya había sido reseñado por KUGLER (1957). De acuerdo con MUÑOZ (1973), el Miembro Las Bermúdez se caracteriza por un arreglo caótico de fragmentos de diferentes tamaños (desde bloques a tamaño arenas), y de variada composición, embebidos en una matriz lutácea deformada. Las Calizas de Los Bagres, consideradas por GONZÁLEZ DE JUANA (1947, 1968) como un desarrollo arrecifal local, son interpretadas como olistolitos de arrecifes complejos del Paleoceno y Eoceno temprano, deslizados a la cuenca en el Eoceno Medio. En base a esta descripción, el Miembro Las Bermúdez, podría ser clasificado como olistostroma. El resto de la formación, presenta un mismo carácter rítmico recurrente a lo largo de toda la sección estratigráfica, caracterizada por una alternancia de calizas bioclásticas (biocalcarenitas, grauvacas calcáreas, biocalcilimolitas, biocalcilutitas moteadas), que constituyen la litología distintiva de la unidad, con lutitas pelágicas. GONZÁLEZ DE JUANA (1947), atribuye al grupo un espesor de 1100 m, en tanto que MUÑOZ, indica un espesor total de 1250 m para la Formación Punta Carnero en la localidad tipo. El grupo suprayace discordantemente a esquistos del grupo Los Robles, o ftanitas y andesitas de la Formación Los Frailes. Su contacto superior es discordante, debajo de la Formación El Manglillo o de aluviones recientes. El intervalo contiene una abundante fauna, de foraminíferos, con mezcla de formas del Eoceno medio, Eoceno temprano y Paleoceno. Esta heterogeneidad, se debe a que el conjunto incluye fauna autóctona, retrabajada y fauna contenida en bloques exóticos. La edad de sedimentación del grupo, basada en fauna obtenida de lutitas pelágicas no retrabajadas, es Eoceno medio, parte superior (MUÑOZ, 1973). La secuencia se correlaciona con la Formación Pampatar, del extremo oriental de la isla de Margarita, con la Formación Caratas, de Venezuela oriental, con la Formación Tigrillo, del subsuelo de la cuenca de Carúpano y con la sección del Eoceno del subsuelo de la cuenca de Cariaco. Se considera también equivalente a las formaciones Navet, de Trinidad, y Scotland y Oceanic, de Barbados. Véanse: EL DÁTIL, FORMACIÓN; LAS BERMÚDEZ, FORMACIÓN; LOS BAGRES, CALIZA DE y PUNTA MOSQUITO, FORMACIÓN. VÁLIDO PUNTA GAVILÁN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) 864 Estado Falcón. Referencias: La referencia original se debe a RUTSCH (1934), con el nombre de "capas de Punta Gavilán", donde se incluye la descripción de su localidad tipo, así como de varias otras localidades a lo largo de la costa de Falcón nororiental. SENN (1935) llama a esta unidad Formación Punta Gavilán, con una edad Plioceno. SUTER (1937) amplía el concepto original de RUTSCH (1934), extendiéndola hasta el área de Cumarebo subdivide allí la Formación Punta Gavilán en las siguientes unidades, de más antigua a más joven: "capas de El Veral", "capas de Barranquita" y "calcáreo de Puerto Cumarebo". PAYNE (1951) eleva las "capas de El Veral" a la categoría de Formación El Veral y reúne las unidades superiores, de Barranquita y Puerto Cumarebo en la Formación Tucupido, eliminando así el término de Formación Punta Gavilán del área de Cumarebo. DÍAZ DE GAMERO (1970) estudia en detalle la formación y su microfauna de foraminíferos, restringiéndola a los afloramientos discontinuos que afloran entre Punta de Sabanas Altas, al oeste y Punta Zamuro, al este. DÍAZ DE CAMERO (1985b) amplía la extensión geográfica de la Formación Punta Gavilán hasta Boca Ricoa, al oeste, y precisa la edad y ambiente de sedimentación de la unidad. PADRÓN et al. (1996) y MACHADO et al. (1996) estudian aspectos de la microfauna y nannoflora calcárea de la unidad. Localidad tipo: La localidad tipo designada por RUTSCH (1934) se encuentra en los acantilados de Punta Gavilán, distrito Zamora, estado Falcón. DÍAZ DE GAMERO (1970) designa como tipo la sección expuesta entre punta Gavilán y punta Zamuro. (Hoja N° 6450, escala 1:100.000, Cartografía Nacional.) Extensión geográfica: La Formación Punta Gavilán aflora discontinuamente en los salientes de la costa de Falcón nororiental entre punta Zamuro, al este, y Boca Ricoa, al oeste (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). Descripción litológica: La litología de la Formación Punta Gavilán consiste, esencialmente, de una intercalación de calizas margosas limoníticas, con margas y lutitas calcáreas grises y ocasionales areniscas calcáreas delgadas. La litología más típica de la formación la constituyen las calizas margosas de color amarillo ocre, con material terrígeno y cantidades variables de glauconita, generalmente macrofosilíferas, conteniendo ocasionalmente una riquísima fauna de moluscos y equinoides. En ciertas localidades, se observan prominentes madrigueras en espiral, de hasta 1 m de largo, perpendiculares a la estratificación. Las lutitas de la parte inferior son limosas y de color amarillento, mientras que las de la parte superior son muy arcillosas y de color gris oscuro (DÍAZ DE GAMERO, 1970). Las calizas del sector oriental son de tipo caliza granular con lodo ("packstone"), con proporciones menores del 2% de cuarzo (DÍAZ DE CAMERO, 1985b). PADRÓN et al. (1996) estudian la sección tipo y establecen una división en tres intervalos: el inferior, limo-arenoso; el medio, de micritas arenosas con abundantes moluscos y equinodermos; el superior, arcilloso. La base de la formación en Sabanas Altas consiste de una caliza fosilífera, con abundantes gránulos de cuarzo y fuerte estratificación cruzada, que conforma un intervalo muy distintivo. Esta misma unidad litológica, con proporción progresivamente más alta de 865 gránulos de cuarzo y matriz arenosa, hasta ser una verdadera arenisca conglomerática con cemento calcáreo, se encuentra hasta Boca Ricoa. Las calizas en este sector occidental son todas del tipo granular ("grainstone"), con porcentajes altos de cuarzo, hasta del 20%. Los moluscos y equinoides bien preservados, tan resaltantes en la sección oriental, son menos abundantes en Sabanas Altas y reducidos a fragmentos bioclásticos más al oeste (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). De acuerdo a los estudios microfaunales y sedimentológicos, DÍAZ DE GAMERO (1970, 1985b) interpreta que la Formación Punta Gavilán inicia su sedimentación en el sector oriental en un ambiente marino, a profundidades superiores a los 100 m dentro de la zona sublitoral externa. La intensa bioturbación y las grandes madrigueras en espiral indican una sedimentación relativamente lenta. La unidad es transgresiva en dirección oeste, siendo la sección expuesta en Sabanas Altas más joven y sedimentada en la zona sublitoral interna. Alcanza el extremo occidental en el Plioceno tardío con una sedimentación completamente litoral y predominancia de clásticos terrígenos. VAN DEN BOLD (1973) interpreta un ambiente marino de profundidad superior a los 60 m para la parte inferior de la formación y de unos 30 m para la parte superior, basado en la fauna de ostrácodos de la unidad en el sector oriental. PADRÓN et al. (1996) definen tres biofacies en la sección tipo de la Formación Punta Gavilán, interpretando sus respectivos ambientes. La biofacies Amphistegina, caracterizada por A. angulata, se desarrolló en una plataforma media de profundidad variable, entre 20 y 100 metros. La Biofacies Textularia, caracterizada por T. panamensis, se desarrolló en una plataforma interna con profundidades menores de 20 metros. La biofacies BrizalinaNonion-Uvigerina, caracterizada por B. subaenariensis, N. grateloupi y U peregrina, se desarrolló en una plataforma externa con profundidades variables entre 100 y 200 metros. Espesor: El espesor es de 55 m en la sección tipo, la más completa de la unidad. En Sabanas Altas tiene unos 30 m (DÍAZ DE GAMERO, 1970), mientras que en Boca Ricoa no llega a 20 m (DÍAZ DE GAMERO, 1985b). Relaciones de campo: El contacto inferior es discordante sobre la Formación Agua Salada en forma diacrónica, ya que este contacto es más joven en el oeste que en el este. La parte superior de la formación está expuesta a la erosión. Fósiles: JEANNET (1928) describe la rica fauna de equinoides y RUTSCH (1934) la de gasterópodos. DÍAZ DE GAMERO (1970) estudia sistemáticamente la rica microfauna de foraminíferos de la unidad, reconociendo la Zona de Globorotalia margaritae. VAN DEN BOLD (1973) publica la lista de ostrácodos de la Formación Punta Gavilán. PADRÓN et al. (1996) analizan los foraminíferos bénticos en la sección tipo y establecen tres biofacies: Biofacies Amphistegina, Biofacies Textularia, Biofacies Brizalina-Nonion-Uvigerina. MACHADO et al. (1996) estudian el contenido de nannoplancton calcáreo en la sección tipo, encontrando Reticulofenestra spp., R. minuta, R, pseudoumbilica, Helicosphaera paleocarteri, H. carteri, Sphenolithus abies, Calcidiscus macityreí, C. leptoporus, Gephyrocapsa sp., Coccolithus pelagicus, C. pliopelagicus. También reportan nannoplancton calcáreo retrabajado del Cretácico, Eoceno, Oligoceno y Mioceno medio. 866 Edad: Basándose en foraminíferos planctónicos, DÍAZ DE GAMERO (1985b) determina que, en el sector oriental, la Formación Punta Gavilán ocupa prácticamente todo el Plioceno, con las zonas de Globorotalia margaritae y de Pulleniatina obliquiloculata (modernamente, de Globorotalia miocenica), mientras que en Sabanas Altas y más al oeste es Plioceno tardío únicamente, Zona de Pulleniatina obliquiloculata (modernamente, de Globorotalia miocenica). MACHADO et al. (1996) definen una edad Plioceno temprano para la sección tipo, comprendida entre las zonas de Amaurolithus tricorniculatus y de Reticulofenestra pseudoumbilica, NN12 y NN15, con base a la nannoflora calcárea. Correlación: La formación se correlaciona con parte de las formaciones Turupía, El Veral y Tucupido, de Falcón norte central (DÍAZ DE GAMERO et al., 1997). INFORMAL PUNTA GORDA, ARENAS DE (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. La referencia original del término Arenas de Punta Gorda, corresponde a LIDDLE (1946). Fue usado por la CARIBBEAN PETROLEUM Co. (1948), para designar un intervalo de arenas productoras dentro de la mitad inferior de la Formación Concepción (Formación Misoa), en el campo petrolero de La Concepción, al oeste de Maracaibo, estado Zulia. WALTON (1967), designa la unidad como un miembro informal de la Formación Misoa. BARBEITO et al. (1985), la mencionan en su tabla de correlación, sin comentarios. Véase MISOA, FORMACIÓN VÁLIDO PUNTA MOSQUITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Estado Nueva Esparta. Referencias: El nombre fue publicado por primera vez por CH. DE RIVERO (1956), para designar la unidad superior del Grupo Punta Carnero. KUGLER (1957) y TAYLOR (1960), consideran el intervalo completo como Formación Punta Carnero, dividida en cinco miembros. JAM y MÉNDEZ (1962), establecen la equivalencia de estos miembros con las formaciones del grupo. GONZÁLEZ DE JUANA (1968), aporta información adicional, y GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), describen el grupo y sus formaciones en detalle. MUÑOZ (1973), describe el intervalo correspondiente a la Formación Punta Mosquito, como la parte superior de la Formación Punta Carnero, aunque sin considerarla como subunidad separable. 867 Localidad tipo: La sección tipo se encuentra en Punta Mosquito, en la costa sur de la isla de Margarita, al sur de la laguna Las Marites, 7 km al suroeste de Porlamar, distrito Mariño, estado Nueva Esparta. Extensión geográfica: La sección aflora en el área de Las Marites, al noroeste de El Manglillo y de manera esporádica más al este. Descripción litológica: La base de la unidad está integrada por calizas orbitoidales grises, arenosas, en capas de hasta un metro de espesor, resistentes a la erosión, intercaladas con lutitas arenosas, capas delgadas de arenisca laminada calcárea y lentes conglomeráticas. En la parte superior, predominan lutitas y limolitas oscuras laminadas, micáceas y ocasionalmente ligníticas, con intercalaciones de areniscas finas, gris-verdoso, frecuentemente calcáreas; esporádicamente se presentan capas delgadas de caliza arenosa orbitoidal. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), indican que la Formación Punta Mosquito, representa una facies más clástica que El Dátil infrayacente. MUÑOZ (op. cit.), considera que la secuencia que aflora en Punta Mosquito, es una facies de flysch calcarenítico, muy similar a la de la Formación Punta Carnero, en el área de Las BermúdezEl Manglillo. De acuerdo a este autor, en Punta Mosquito, la sección está constituida por capas gruesas de calizas arrecifales bioclásticas, de grano muy grueso, intercaladas con lutitas pelágicas y biocalcilutitas laminadas; varios intervalos presentan numerosas estructuras de deslizamiento intraformacional. MUÑOZ (op. cit.), señala que el intervalo, como el resto de la Formación Punta Carnero, fue depositado en un ambiente marino profundo, de mar abierto, bajo un régimen tectónico inestable. Espesor: JAM y MÉNDEZ (op. cit.,) y GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), señalan un espesor mínimo de 425 m, ya que el tope está truncado por erosión. Relaciones de campo: La unidad suprayace transicionalmente a la Formación El Dátil. Su contacto superior es discordante bajo las formaciones La Tejita y El Manglillo, o bajo aluviones recientes. Fósiles: La microfauna de la sección es abundante. CH. DE RIVERO, (op. cit.,) señala los siguientes orbitoides: Lepidocyclina (Pliolepidina) pustulosa, Operculinoides trinitatensis y Discocyclina (Asterocyclina) ct. D. asterisca. JAM y MÉNDEZ (op. cit.) mencionan las especies Globigerina orbiformis, Gumbellina goodwini, Hastigerinella eocénica, Spiroplectamina trinitatensis, Globorotalia aragonensis, Anomalina alazanensis var. spissiformis, A. bilateralis, Globorotalia centralis, G. crassata, Discocyclina sp., etc. Edad: BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966), indican que la sección corresponde a la zonas de Truncorotaloide rohri, del Eoceno medio tardío. Correlación: La sección es equivalente a parte de la Formación Pampatar, del extremo oriental de la isla de Margarita, y posiblemente, a la sección del Eoceno encontrada en el subsuelo de la isla de Cubagua. Ha sido correlacionada también con la Formación Caratas del oriente de Venezuela, y con las formaciones Paují y Mene Grande de Venezuela occidental, y con la Formación Navet de Trinidad. 868 VÁLIDO PUNTA PIEDRAS, MIEMBRO (Formación Tortuga) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Dependencias Federales (Isla La Tortuga). PATRICK (1959) designa con el nombre de Formación Tortuga, a todas las calizas coralinas que afloran en la isla La Tortuga. MALONEY y MACSOTAY (1967), dividen la Formación Tortuga en dos miembros, uno que cubre las partes elevadas de la isla La Tortuga, con una altura de hasta 45 m, compuesta por calizas recristalizadas y que constituyen hasta el 90% de la superficie expuesta de la isla, y otra que forma una terraza de bajo nivel (13 m de elevación máximo), con un espesor de 7 m en sección incompleta y se encuentra a lo largo de la costa sur. Designaron el primero como "Formación Tortuga no diferenciada", y el segundo con el nombre de Miembro Punta Piedras, bien expuesto en el área llamada Punta Piedras o Punta de Garambao, en la costa sur central de la isla. El Miembro Punta Piedras, que pertenece a la Formación Tortuga, consiste de calizas coralinas, parcialmente esparitizadas, muy fosilíferas, con un ambiente de sedimentación propio de un arrecife franjeante, y con facies diferenciadas delante del arrecife, detrás de arrecife y facies de lagunal, El miembro descansa en discordancia paralela sobre la Formación Cerro Gato. MALONEY y MACSOTAY (1967), mencionan la identificación de 247 especies de macrofósiles, siendo las más características, Acropora palmata, Acropora cervicornis, Dendrogira cylindrus, Montastrea cavernosa (corales), y los gasterópodos, Pallacera guadalupensis y Strombus gigas. La edad asignada con base al estudio de los fósiles es de Pleistoceno tardío. Véase: TORTUGA, FORMACIÓN. INFORMAL PUNTA TOLETE, LUTITA (S) DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Delta Amacuro. BERMÚDEZ (1962, 1963) emplea este término para describir lutitas muy ricas en foraminíferos, expuestas cerca de Pedernales, cuya inclusión en el Grupo Merecure postuló a base de su edad Oligoceno. Según STAINFORTH (1964-a) las capas corresponden litológicamente a la Formación Carapita. Las faunas son típicas de la Zona de Globigerina ampliapertura. INVÁLIDO 869 PUNTA ZAMURO, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre, propuesto por SUTER (1937-a, b) es sinónimo de la Formación Punta Gavilán de uso actual. Véase: PUNTA GAVILAN, FORMACIÓN. INVÁLIDO PUNTO FIJO, LUTITA ARCILLOSA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre informal fue empleado por MACDONALD para designar lutitas arcillosas fosilíferas, calizas arenosas pardas con nódulos esporádicos de yeso, calizas concrecionarias intercaladas en las arcillas y localmente, conglomerados basales de guijarros de cuarzo, que suprayacen discordantemente a las unidades más antiguas de la península de Paraguaná. La unidad había sido descrita anteriormente por JUNG (1965) con el nombre de Formación Cantaure. Véase: CANTAURE, FORMACIÓN. INVÁLIDO PURURECHE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno medio-tardío) Estado Falcón. La Formación Purureche fue propuesta por HUNTER y FERRELL (1972), para designar la gruesa secuencia de lutitas oscuras que separan la Formación El Paraíso de la Formación San Juan de La Vega, considerada ahora como miembro de la Formación Pecaya. Según DIAZ DE GAMERO (1977), la unidad San Juan de La Vega aflora tan solo en las cercanías del río Mitare, de manera que la validez de la Formación Purureche es extremadamente limitada. Lo más importante, sin embargo, es que está incluida dentro de la Formación Pecaya, de la cual no puede separarse por criterios litológicos, Sólo puede discriminarse en base a su contenido de fósiles y edad interpretada, lo cual es inadmisible de acuerdo a la Guía Internacional de Nomenclatura Estratigráfica. La Formación Purureche es, por tanto una unidad inválida Véase: PECAYA, FORMACIÓN. 870 VÁLIDO PUTUCUAL MIEMBRO (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Estado Sucre. Este término fue introducido YORIS (1985), para designar parte de la secuencia que METZ (1965) define como Formación Cutacual. La sección tipo se encuentra en el río Putucual, al este de Casanay, estado Sucre. Está constituida por calizas oscuras, en parte glauconíticas, intercaladas con lutitas oscuras y eventualmente alguna capa de ftanita (YORIS, 1988). El ambiente de sedimentación con predominio de facies con eventos turbidíticos le dan a las calizas un aspecto característico a nivel macroscópico y microscópico, que las diferencian de las calizas pelágicas de la Formación Querecual suprayacente. Esta unidad suprayace concordantemente, en su región tipo, al Miembro Chimana Grande, de la Formación Chimana, e infrayace también de forma concordante, a la Formación Querecual. Se le asigna una edad Albiense, y por su posición estratigráfica sobre el Miembro Chimana Grande, debería ubicarse en el Albiense tardío principalmente. Véase: CHIMANA, FORMACIÓN. 871 Q VÁLIDO QUEBRADA ARRIBA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Estado Lara. Referencias: MUÑOZ (1966) empleó este nombre para designar y describir formalmente una unidad que había sido descrita por RENZ (1960-a, b) como "Intervalo Ferruginoso" y mencionado con este nombre inadecuado por ROD (1960), CAUDRI (1961) y otros. Localidad tipo: Quebrada Arriba, al noreste de Humocaro Bajo, estado Lara, en cortes de carretera a lo largo de las márgenes de la quebrada, por una distancia de 650 m aguas arriba, desde un punto 100 m al noreste del punto donde la quebrada atraviesa la carretera Humocaro-Palichal (Hoja Nº 6345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Restringida a Lara oeste-central. Descripción litológica: La formación se caracteriza por el predominio de rocas ferruginosas chamosíticas en paquetes delgadamente estratificados. La roca es oolítica, con una matriz arcillo-limosa, y es conspicua por su color rojo ladrillo oscuro de meteorización, aun cuando la roca fresca es de color verde oliva. Con los oolitos se interestratifican capas de caliza arrecifal ferruginosa. Los cambios laterales son complejos, debido a la distribución irregular de la facies arrecifal. Su ambiente se considera marino somero de aguas agitadas, con desarrollos arrecifales. Relaciones de campo: La Formación Quebrada Arriba suprayace concordantemente a la Formación Humocaro e infrayace lutitas atribuidas provisionalmente a la Formación Paují. Fósiles: Las calizas contienen una rica fauna de macroforaminíferos que incluyen Operculinoides cf. jennyi, Actinosiphon cf. barbadensis, Pseudopharagmina soldadensis y especies de Amphistegina, Discocyclina. Heterostegina, Lepidocyclina; también se mencionan macrofósiles no determinados. Edad: En las primeras descripciones las faunas habían sido atribuidas al Eoceno medio, postulándose la ausencia del Eoceno temprano. Sin embargo, según CAUDRI (1961) la fauna indica claramente una edad Eoceno temprano, opinión que fue sostenida por MUÑOZ (1966). Correlación: La unidad es correlativa directa de parte de la Formación Valle Hondo, en particular de los niveles cercanos a la caliza de La Paz en la región adyacente de Trujillo. Hacia el este parece gradar al Miembro Botucal de la Formación Morán. ROD (1960) señaló una correlación litológica entre las formaciones Quebrada Arriba y Caús, y RENZ 872 (1961) mostró el mismo concepto en un cuadro de correlación, pero la evidencia faunal contradice este criterio. Importancia económica: Las chamositas ferruginosas, podrían constituir un importante mineral de hierro. Sinonimia: "Intervalo ferruginoso". INFORMAL QUEBRADA GRANDE, CALIZA DE (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. VAN RAADSHOVEN (1961), publicó originalmente el nombre de Caliza de Quebrada Grande, para designar un desarrollo local de calizas con orbitoideos, asociadas a los sedimentos de la Formación Misoa en la quebrada Grande, afluente del río Misoa, distrito Baralt del estado Zulia y denominadas anteriormente Segundo Nivel de Orbitoideos. Dicho autor describió el contenido de foraminíferos grandes, asignándole una edad Eoceno medio inferior. Véase: MISOA, FORMACIÓN VÁLIDO QUEBRADÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío a Mioceno medio) Estado Miranda. Referencias: EVANOFF (1951), propuso este nombre, para designar una unidad principalmente lutítica, suprayacente a las areniscas limpias de la Formación Batatal, e infrayacente a los conglomerados ferruginosos y arcilitas abigarradas de la Formación Chaguaramas, a lo largo del borde norte de la cuenca de Guárico. Aunque la nomenclatura de las unidades infra y suprayacente ha variado posteriormente, ya que el término de Batatal ha sido puesto en sinonimia con Naricual (BELL, 1968-b) y Chaguaramas en esta región, se denomina ahora Quiamare (BECK, 1977-B y VIVAS y CAMPOS, 1977), la Formación Quebradón ha recibido amplia aceptación. Localidad tipo: Quebrada Quebradón, tributaria de la Quebrada Lele, cerca de Batatal, estado Miranda, entre puntos situados a 630 y 2650 m de distancia aguas arriba a partir de la confluencia. (Hoja N° 6945, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El Miembro Galera tiene su localidad tipo en la quebrada Mansedumbre, a 30 km al este de Ortiz, y a 120 km al suroeste de la localidad tipo de la Formación Quebradón. 873 Extensión geográfica: La Formación Quebradón aflora a lo largo del borde norte de la subcuenta de Guárico, desde las cercanías de El Pao en el estado Cojedes en el oeste (PEIRSON, op. cit.), hasta las cercanías de Píritu en el estado Anzoátegui, en el este (HEDBERG, 1950-a). Descripción litológica: La unidad consiste dominantemente en lutitas mal estratificadas y poco resistentes a la erosión, de color variable entre azul-gris y negro, en parte carbonáceas, con lignitos delgados intercalados localmente. Interestratificadas se hallan areniscas de grano variable usualmente impuras, formando capas de 20 a 80 cm de espesor, aunque alcanzan localmente los 10 m. Las estructuras más comunes son la estratificación y laminación cruzada, y las rizaduras en el tope de las capas de areniscas. Las capas gruesas de conglomerados de la sección tipo no se observan más al oeste. (EVANOFF, op. cit.). La descripción previa es ampliada por BECK (1986), quien cita de la región de Altagracia de Orituco, la frecuencia de capas de arenisca arcillosa con estructura flaser, y bioturbaciones localmente comunes. Reporta además, areniscas con cemento calcáreo o ferruginoso, micáceas, conteniendo localmente minerales ferromagnesianos, plagioclasa, filita y minerales opacos. La matriz puede estar presente en porcentajes suficientes, como para llamárseles subgrauvacas. Las pelitas se componen de cuarzo en fracción limo, arcilla, minerales, ferromagnesianos oxidados y muscovita. Lentillas ovoidales de limolita roja, centimétricas, son atribuidas por BECK (1986) a clastos pelíticos. VIVAS y CAMPOS (op, cit.), describieron en el área tipo los conglomerados líticos, los cuales, son lenticulares, formando paquetes de 3 m de espesor. Están compuestos de guijarros de menos de 4 cm de diámetro de cuarzo, ftanita, carbón, etc. Dominan los clastos subredondeados (70%) sobre los subangulares (30%) y se hallan en una matriz siliceoarenáceo, localmente calcáreo y de color pardo rojizo. El yeso y la jarosita son constituyentes menores en las lutitas. En el área occidental de los afloramientos (estados Cojedes, Guárico noroccidental y Aragua), la formación desarrolla un miembro basal dominantemente arenoso, denominado Miembro Galera (PEIRSON, 1963). La Formación Quebradón es poco fosilífera. Microforaminíferos (SELLIER DE CIVRIEUX, 1951-b) y pequeños moluscos sugieren un ambiente marino marginal. Se han reportado bivalvos de ambiente estuarino, Polymesoda cf. comparana (MAURY) y P. falconensis (F. HODSON) junto con otros de ambiente marino de plataforma, Varicorbula sanctidominici (MAURY), Pitar, Macocoa y Tellina (MACSOTAY en BECK, 1977-b, CAMPOS et al., 1980). La Ostrea sp. (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.), corresponde bien al paleoambiente estuarino a nerítico propuesto. El Miembro Galera, por su geometría, composición, estructuras sedimentarias, y fauna, se habría originado como barras litorales construidas por el material arenáceo transportado por extensas corrientes costeras (PEIRSON, op. cit., BELL, 1968-b). Espesor: El espesor de la Formación Quebradón es de 1070 m en la sección tipo, que disminuye a 750 m hacia el este, y aumenta a 1370 m hacia el oeste (EVANOFF, op. cit.), BELL (1968-b), señaló 2000 m al este de Camatagua, cifra que GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), consideraron excesiva. El Miembro Galera mide en su sección tipo, 800 m de espesor; en las Galeras de Guarumen varia de norte a sur, entre 200 y 2000 m. Al oeste de 874 Dos Caminos sólo alcanza 100 m de espesor, el cual conserva hasta desaparecer en la región de El Pao-San Carlos, al oeste, debajo del aluvión (PEIRSON, op. cit.). Relaciones de campo: En la parte oriental de su área de afloramientos, la Formación Quebradón fue considerada concordante y transicional encima de la Formación Batatal (EVANOFF, op. cit.), atribuido luego a la Formación Naricual (PEIRSON, op. cit., BELL op. cit.), Su contacto superior fue fijado por EVANOFF (op. cit.) en la base del primer conglomerado ferruginoso de la suprayacente Formación Chaguaramas, atribuido luego a la Formación Quiamare (PEIRSON, op. cit., GONZÁLEZ DE JUANA et al, op. cit.). Hacia el oeste de la sección tipo, la unidad psammítica infrayacente desaparece, y la Formación Quebradón suprayace concordantemente a la Formación Roblecito. CAMPOS et al., (1978), CAMPOS y OSUNA (1978) y VIVAS y MACSOTAY (1988), consideraron que el contacto superior de esta unidad es discordante con el Miembro El Pilar de la Formación Quiamare, en toda el área oriental de los afloramientos. En el área de Altagracia de Orituco, la Formación Quebradón se halla sobrecorrida por la Napa Piemontina (BECK, op. cit.). Fósiles: De las lutitas se han recuperado en el área oriental de los afloramientos, foraminíferos bentónicos como Haplophragmoides sp. Psammosiphonella sp., Ammonia beccarii (D'ORB.) A. cf. tepida (CUSHMAN), Miliammina fusca (WILLIAMSON), etc., (BERMÚDEZ y FURRER en CAMPOS et al., 1980). Los moluscos se hallan asociados a los tramos arenosos de la formación (BELL, 1968). Edad: Oligoceno a Mioceno temprano (LEV, 1970). En base a micro y macrofauna, CAMPOS et al. (1980), le asignaron edad del tope del Mioceno medio, Mioceno tardío y posible extensión al Plioceno temprano. La definición de la suprayacente Formación Quiamare como de edad Mioceno tardío, parte inferior por VIVAS y MACSOTAY (op. cit.) y la asignación del tope de la Formación Roblecito al Oligoceno medio-tardío por SAUNDERS en HANNERS (1972), restringen a la Formación Quebradón al Oligoceno tardío-Mioceno medio. Correlación: La Formación Quebradón es correlativa hacia el este, con la parte superior de la Formación Batatal, y más allá de la deflexión de Barcelona, con las formaciones Capaya y Uchirito (VIVAS y MACSOTAY, op. cit.). Hacia el sur, la unidad es equivalente a la parte media de la Formación Chaguaramas, del subsuelo. Su Miembro Galera se supone correlativo de la Formación Batatal, de la región de Altagracia de Orituco. Importancia económica: Algunos horizontes de carbón de la Formación Quebradón han estado bajo explotación rudimentaria en las Minas de Taguay, estado Aragua, (LÓPEZ y SALSAMENDI, 1977, BECK, 1986). El Miembro Galera ha sido aprovechado como muro de contención, en la construcción de la represa del Río Tiznados, en el estado Guárico. Sinonimia: La Arenisca de Pao o El Pao (GARNER, 1926) y la Formación Caño Dulce (HEDBERG, 1950-a), son sinónimos parciales de la Formación Quebradón de uso actual. 875 VÁLIDO QUERALES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Estado Falcón. Referencias: HODSON (1926), describe las "lutitas de Querales" como una unidad predominantemente de lutitas oscuras, interestratificadas con algunas areniscas. SENN (1935) incluye la Lutita de Querales en la Formación Socorro como su miembro inferior, criterio que es seguido desde entonces por varios autores, como GONZÁLEZ DE JUANA (1937) y LIDDLE (1946). WIEDENMAYER (1937) utiliza el nombre "Tramo Valle o Querales" para esta unidad, asignándole categoría formacional. STAINFORTH (1962) subdivide la Formación Querales en dos miembros: el inferior, lutítico, llamado Las Pilas con sección tipo en Falcón occidental y el superior, Las Lomas, de carácter arenoso, con sección tipo al sur de Cumarebo, en Falcón nororiental. GAMERO y DÍAZ DE GAMERO (1963) dividen la Formación Socorro en la región de El Saladillo, al sur de Coro, en dos unidades estratigráficas de las cuales la inferior, o facies lutítico-margosa, asignan al Miembro Querales, pero se trata de una unidad litoestratigráfica diferente. DÍAZ DE GAMERO et al. (1988) estudian detalladamente la Formación Querales en su área tipo, con definición precisa de sus límites e interpretación de su edad y ambiente de sedimentación. DÍAZ DE GAMERO (1989) establece la extensión lateral y relaciones de facies de la Formación Querales en toda la región septentrional de Falcón y menciona que la unidad conocida como Formación Agua Clara al oeste del río Mitare (norte de la serranía de San Luis) es la Formación Querales y que la unidad conocida anteriormente como Formación Querales es esta región corresponde a una parte de la Formación Socorro. ESTÉVES y VILLALTA (1989) reconocen la formación entre Sabaneta y Coro. HAMBALEK et al. (1994) presentan un estudio palinoestratigráfico de la unidad. Localidad tipo: En la quebrada Querales, afluente occidental del río Mitare, distrito Miranda del estado Falcón (Hoja N° 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Aflora en la parte septentrional de Falcón, entre el río Lagarto, al oeste y el piedemonte septentrional de la Serranía de San Luis, al este. Descripción litológica: De acuerdo a la definición de DÍAZ DE GAMERO et al. (1988), más del 90% de la Formación Querales está formada por lutitas de colores oscuros, con intercalaciones de areniscas de grano fino en paquetes de hasta 4 m de espesor, muy bioturbadas, escasas margas y calizas conchíferas en capas delgadas y algunos finos niveles carbonosos. Las lutitas son de mayores espesores individuales hacia la parte superior de la formación, tienen concreciones y nódulos ferruginosos y son micro y macrofosilíferas. Las areniscas, de grano fino con escogimiento moderado a bueno, se presentan en paquetes de 1 a 4 m de espesor, con capas individuales de 0,05 a 1 m; son localmente limosas y ocasionalmente calcáreas. Muestran un alto grado de bioturbación, que normalmente borra todas las estructuras sedimentarias; las madrigueras, de tipo Ophiomorpha, Arenicolites y Thalassinoides con frecuencia se adentran en las lutitas infrayacentes; generalmente tienen nódulos y horizontes ferruginosos. Es común la laminación paralela y ondulada, así como la estratificación cruzada planar de ángulo bajo; localmente se observan rizaduras en el tope 876 de las capas. Petrográficamente, las areniscas son litarenitas y sublitarenitas, con fragmentos de roca constituidos por chert, a veces con foraminíferos planctónicos, otras rocas sedimentarias, esquistos y filitas. Las margas, macro y microfosilíferas, de hasta 1 m de espesor, se encuentran dispersas en la formación. En menor número se encuentran algunas calizas conchíferas, de tipo lodoso, de hasta 0,3 m de espesor. Según DÍAZ DE GAMERO et al. (1988) la Formación Querales representa un evento transgresivo, consecuencia de una invasión marina discreta, dentro del marco general de sedimentación deltaica prevaleciente durante el Mioceno temprano y medio en el surco de Urumaco. La sedimentación de la unidad se ubica en la parte más distal de un complejo deltaico, que aportaba sedimentos del sur y oeste. La invasión marina inicial proviene del este y es muy marcada, llegándose a un ambiente marino abierto, que alcanza profundidades de plataforma media en el sector oriental del surco de Urumaco. La transgresión progresa hacia el oeste, con ambientes de plataforma interna a marino marginal en toda la región. El vigoroso avance del delta se reanuda y se tienen facies típicas de prodelta y frente deltaico distal en la parte superior de la formación. ESTÉVES y VILLALTA (1989) interpretan la sedimentación de la Formación Querales al este del área tipo, como evidenciando una transgresión rápida, durante la cual se pasó de un ambiente de laguna a ambiente plataforma) de mar abierto, sin existir un buen desarrollo de ambientes que marquen la transición, a excepción de escasas areniscas de anteplaya. En la parte superior, se regresa a ambientes más someros, con depósitos típicos de anteplaya. DÍAZ DE GAMERO (1996) identifica el sistema fluvial que construyó este delta como el protoOrinoco. Este río drenaba la cordillera Central de Colombia, al oeste y el Macizo Guayanés, al este y, fluyendo hacia el norte, desembocaba en el noroeste de Falcón. Espesor: De acuerdo a la definición de la Formación Querales por DÍAZ DE GAMERO et al. (1988), el espesor es de unos 300 m en el área tipo. Al este del río Mitare, la unidad se adelgaza inicialmente a unos 55 m, espesándose a 318 m en la quebrada Cujima y a unos 500 m al sur de Coro (DÍAZ DE GAMERO, 1989). HAMBALEK et al. (1994) midieron 380 m en la quebrada Caduce, en el área tipo. Relaciones de campo: Los contactos inferior y superior de la Formación Querales son de carácter transicional en el área tipo. DÍAZ DE GAMERO et al. (1988) definen el contacto inferior, con la Formación Cerro Pelado, en el tope de un grueso paquete de areniscas que varía entre 35 y 10 m de espesor, al que sigue una sección lutítica. El contacto superior, con la Formación Socorro, se define igualmente en la base de un paquete de areniscas, de notable extensión lateral, que varía entre 8 y 35 m de espesor y que soporta las filas Aribanache, Laja Negra, El Potrerote y La Redonda en sentido oeste-este. Al este del río Mitare, la Formación Querales suprayace concordantemente a la Formación Guarabal. El contacto superior, con la Formación Socorro, es de carácter transicional y se coloca en la base de la primera arenisca de mediano espesor a la que sigue una secuencia de areniscas y lutitas intercaladas (DÍAZ DE GAMERO, 1989). Fósiles: La Formación Querales contiene macrofósiles y es ricamente microfosilífera. LORENTE (1986) menciona el contenido palinológico de varias muestras pertenecientes a la unidad, en las que encuentra abundante Verrucatosporites usmensis, V, spp., 877 Mauritiidites franciscos y cantidades menores de otros palinomorfos, entre los cuales cabe destacar Echitricolporites maristellae, Retitricolporites irregularis, Psilamonocolpites medius. DÍAZ DE GAMERO et al. (1988) hacen un estudio detallado de los foraminíferos planctónicos y bénticos y del nannoplancton calcáreo. Entre los primeros, los más importantes son las diversas especies de Praeorbulina, Globorotalia praemenardii, G. fohsi peripheroronda, G. continuosa, Orbulina spp., además de especies de Globigerinoides, Globigerina, Globoquadrina. La abundancia de ejemplares de Praeorbulina es tan notoria que resulta criterio de identificación de este intervalo estratigráfico. Los foraminíferos bénticos están agrupados en diferentes conjuntos, entre los cuales algunos están compuestos exclusivamente de foraminíferos arenáceos y otros incluyen, además, diversas especies calcáreas. Se establecieron 4 biofacies y otras unidades menores de foraminíferos bénticos que fueron muy útiles en la interpretación paleoambiental de la unidad. El nannoplancton calcáreo está representado por Helicosphaera ampliaperta, Sphenolithus heteromorphus, como formas más importantes, y diversas especies de Discoaster, Helicosphaera, Reticulofenestra, Coccolithus. ESTÉVES y VILLALTA (1989) incluyen una larga lista de foraminíferos y de nannoplancton calcáreo reportados de la unidad en la región septentrional de la Serranía de San Luis. HAMBALEK et al. (1994) reportan Echitricolporites maristellae como palinomorfo más importante. Edad: LORENTE (1986) identifica la Zona de Psiladiporites - Echitricolporites, del Mioceno temprano a medio, en base al contenido palinológico. DÍAZ DE GAMERO et al. (1988) reconocen las zonas de Praeorbulina glomerosa (Mioceno temprano) y de Globorotalia fohsi peripheroronda (Mioceno medio), con base a los foraminíferos planctónicos. Igualmente, las zonas de Helicosphaera ampliaperta (NN4), del Mioceno temprano y de Sphenolithus heteromorphus (NN5), del Mioceno temprano a medio, en base a nannoplancton calcáreo. La riqueza de los elementos planctónicos permite determinar que la unidad es ligeramente diacrónica, haciéndose progresivamente más joven de este a oeste, dentro del surco de Urumaco. ESTÉVES y VILLALTA (1989) reconocen esta misma edad al norte de la Serranía de San Luis, con base tanto a foraminíferos planctónicos como a nannoplancton calcáreo. HAMBALEK et al. (1994) establecen una edad correspondiente a la parte superior de la Zona de Echitricolporites maristellae-Psiladiporites minimus, parte tardía del Mioceno temprano. Correlación: La Formación Querales se correlaciona con la Formación Cantaure de la península de Paraguaná (DÍAZ DE GAMERO et al., 1988; DÍAZ DE GAMERO, 1989). Sinonimia: Con base a la definición de la unidad por DÍAZ DE GAMERO et al. (1988), el Miembro Las Pilas de STAINFORTH (1962) es idéntico a la Formación Querales en su totalidad y queda, por tanto, invalidado. DÍAZ DE GAMERO (1989) demuestra, con base a estudios paleontológicos, que la unidad denominada Formación Agua Clara en el alto de Coro, sedimentada sobre la Formación Guarabal, es en realidad la extensión hacia el este de la Formación Querales, definida en el surco de Urumaco. Véanse: LAS PILAS, MIEMBRO y LAS LOMAS, ARENAS DE 878 INVÁLIDO QUERALES, LUTITAS DE, MIEMBRO, TRAMO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Estos nombres informales fueron empleados por HODSON (1926), WIEDENMAYER (1937-a, b) y GAMERO y DIAZ DE GAMERO (1964), para designar la Formación Querales de uso actual. Véase: QUERALES, FORMACIÓN. VÁLIDO QUERECUAL, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío-Santoniense) Estado Anzoátegui. Referencias: 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, empleo el término de Formación Querecual, para designar la mitad inferior del mismo intervalo o criterio éste seguido por autores posteriores. La Formación Querecual fue aceptada formalmente desde la edición del LEV (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 Nº 7345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Sus afloramientos abarcan toda la serranía del Interior en Venezuela nororiental, así como hasta el archipiélago Guaiquerí-Manare, 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.). 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), atribuidas 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 (Ibídem), así como también se ha observado, 879 que la laminación puede envolverlas o desvanecerse dentro de ellas (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). 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.). 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. 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), señaló que la formación es uniforme en cuanto a su espesor. YORIS (1988), reporta los siguientes espesores: 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.). Relaciones de campo: En su sección tipo, el contacto inferior se encuentra fallado (MACSOTAY et al., op, cit.), ha sido descrito como "de marcado contraste 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). Este autor, así como 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 Formación Querecual, que abarcó períodos de no sedimentación en algunas localidades, y de erosión en otras. Al sur y este de la serranía del 880 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 discordancia pre-Querecual, con 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 Formación Chimana, y es posible que en otras regiones de la misma, ambas unidades se interdigiten en el tope de esta última (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 Interior y FURRER (en YORIS, 1988), 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 Querecual, 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" (HAY y AYMARD, op. cit.; CAMPOS et al., op. cit.). 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 posición suprayacente a la Formación Chimana, restringida al Albiense (YORIS, 1985). Los macrofósiles presentes parecen extender la edad de la Formación Querecual, 881 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. Correlación: La Formación Querecual se continúa lateralmente con la parte superior del Grupo Temblador: la Formación 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 biológicamente 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 (Ibídem). 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.). INVALIDO QUEVEDO, FORMACION MESOZOICO (Cretácico) Estado Barinas. Este nombre fue empleado por RENZ (1959) para describir una unidad posteriormente considerada como miembro de la Formación Navay (GAENSLEN, 1962). KISER (1967) volvió a emplear el término con rango formacional. Véanse: QUEVEDO, MIEMBRO y NAVAY, FORMACION. VÁLIDO QUEVEDO, MIEMBRO (Formación Navay) MESOZOICO (Cretácico: (Coniaciense - Maestrichtiense) Estado Barinas. Este nombre designa a la parte de la Formación Navay que suprayace a las lutitas del Miembro La Morita, compuesta de 180 a 210 m de espesor de lutitas silíceas, típicamente de color blanco a amarillo cremoso, con cantidades variables de ftanita interestratificada, alto contenido de sílice y de fósiles, materia fosfática en forma de escamas, vértebras y espinas de peces, comúnmente calcáreas y con algo de glauconita. En el subsuelo, tienen colores gris oscuro, crema y marrón claro; en el afloramiento, son muy lixiviadas y se 882 meteorizan a colores claros, con texturas entre ásperas y porcelanizadas, más arenosas en la parte superior. La unidad fue definida originalmente por RENZ (1959) con el nombre de Formación Quevedo, pero los autores posteriores han seguido a GAENSLEN (1962), quien la consideró como miembro de la Formación Navay. El nombre proviene de su localidad tipo en la quebrada Quevedo, al noreste de Santa Bárbara de Barinas. KISER (1961, 1967) así como autores posteriores (FEO-CODECIDO, 1972; GONZALEZ DE JUANA et al., 1980), continuaron con el uso de los nombres Quevedo y La Morita con rango formacional. KISER (1989), reconsidera el uso de Formación Navay, e incluye a los dos miembros ya mencionados, uso que aparentemente tiende a generalizarse para esta controversial unidad. El Miembro Quevedo tiene un promedio de unos 91 m de espesor en la cuenca de Barinas, desaparece por erosión en partes del área mayor Sinco-Silvestre y llega a más de 457 m en el área de Burgua (KISER, 1989-a). Su contenido fosilífero de ammonites y otros macrofósiles, foraminíferos, palinomorfos, dinoflagelados y nannoplancton han sido estudiados por RENZ (1959), FORD y HOUBOLT (1963), SÁNCHEZ y LORENTE (1977), RAMOS et al. (1986), HELENES et al. (1994). Su edad se extiende desde el Coniaciense hasta el Campaniense, y es correlativa de la parte superior de la Formación La Luna de la cuenca de Maracaibo. Véanse: NAVAY, FORMACIÓN y LA MORITA, MIEMBRO VÁLIDO QUIAMARE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano superior - tardío) Estado Anzoátegui. Referencias: HEDBERG y PYRE (1944), propusieron el término como miembro de la Formación Santa Inés. Posteriormente, HEDBERG (1950-a), elevó esta formación a rango de grupo, uno de cuyos componentes era la Formación Quiamare, equivalente al Miembro Quiamare de la descripción original, junto con algunas capas suprayacentes. Esta definición básica mantiene su validez, con las siguientes modificaciones introducidas posteriormente: a) en su región tipo, la Formación Quiamare ha sido subdividida en los miembros (de base a tope) Revoltijo, Salomón y San Mateo (YOUNG et al., 1956); a lo largo del transecto Potocos-Caigua-San Miguel se reconocen los miembros El Pilar y Salomón (VIVAS y MACSOTAY, 1989); entre Valle de Guanape y San José de Guaribe, se distinguen los miembros Guanape y Salomón (CAMPOS y OSUNA, 1977); en el área de Altagracia de Orituco, se reconocen los miembros Peña Mota y Salomón (BECK, 1977-c). Localidad tipo: La sección tipo se encuentra en Anzoátegui nororiental, a lo largo de la carretera Puerto La Cruz-Oficina, desde el kilómetro 36,5 en la cresta de Boca de Tigre, hacia el sur hasta San Mateo. Los miembros Revoltijo, Salomón y San Mateo, poseen secciones tipo, designadas por HEDBERG y PYRE (1944), y El Pilar, designado por VIVAS y MACSOTAY (1989). 883 Extensión geográfica: La Formación Quiamare, se extiende a lo largo del frente de montañas en los estados Anzoátegui (área de Santa Inés) y Guárico (área de Altagracia de Orituco), según HEDBERG (1950-a) y SALVADOR (1964-b). Su extensión hasta la región de Camatagua (estado Aragua) descrita por BELL (1968), es puesta en duda por BECK (1977-c). Su extensión hacia el sur, donde pasa lateralmente a la Formación Chaguaramas, nunca ha sido definida. PEIRSON et al., (1966), señalan afloramientos de esta unidad tanto al oeste como al sur de Ortiz, estado Guárico, aunque admiten no poder separarla de la Formación Chaguaramas superior. Descripción litológica: Secuencia monótona de arcilitas gris verdosas, rojas pardas y grisazulado, en capas plurimétricas poco definidas, con intercalación de areniscas guijarrosas, lutitas carbonáceas y lignito en capas lenticulares, métricas. Carácter distintivo lo constituyen las secuencias arcilíticas dominantes (entre 80% y 95%) moteadas, abigarradas, monótonas; los miembros se distinguen entre sí por proporciones variables de otras litologías, como las areniscas guijarrosas, los escasos niveles carbonáticos (Onoto) o algunos conglomerados masivos (El Pilar, Guanape, Peña Mota). El miembro de mayor extensión lateral en sentido este-oeste es Salomón, tipificado por las arcilitas abigarradas, monótonas. En la región de Camatagua, BELL (1968-b), reconoció lodolitas (90%) con intercalaciones de areniscas y conglomerados lenticulares; los conglomerados en esta área presentan matriz arcillosa en lugar de arenosa, como es el caso más al este. Las lodolitas y arcilitas suelen ser ferruginosas, lo cual les confiere coloraciones rojas, rojo-violáceas, rasgo que es más notorio en el sector septentrional de los afloramientos, y que ha servido para tratar de separar formaciones nuevas (ver: Murgua, Guaribito). Los estudios por difracción de rayosX, indican una composición principalmente de caolinita, con cantidades pequeñas de cuarzo, plagioclasa, moscovita y hematita (BELL, 1968-b). HEDBERG (1937-b; 1950-a) presentó una lista de moluscos indicativos de facies de aguas marinas, llanas o salobres, provenientes de los miembros Salomón y San Mateo, de las áreas orientales de los afloramientos, donde la Formación Quiamare grada a unidades más marinas, como la Formación Carapita (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). La Formación Quiamare desde su descripción original, fue considerada como un depósito continental, piemontino, cuyos conglomerados eran de carácter orogénico (PEIRSON, 1965-a en CAMPOS y OSUNA, 1977). Los afloramientos de Anzoátegui septentrional son interpretados como paleosuelos, con cauces fluviales, con sólo escasos horizontes marinos someros en el Miembro Salomón (VIVAS y MACSOTAY, 1989). En los estados Guárico y Aragua, el paleoambiente es continental, piemontino, de suelos selváticos surcados por cursos fluviales (BELL, 1968-b; BECK, 1977-c). Sus rasgos corresponden a una típica molan post-orogénica, relacionada a la estructuración de la Serranía del Interior, tanto oriental como central (VIVAS y MACSOTAY, 1989). Espesor: En su región tipo, la Formación Quiamare tiene unos 3050 m de espesor. Sobre el transecto Potocos-Caigua-San Miguel, afloran más de 4000 m de tope erosionado. Entre Valle de Guanape y El Alambre, más de 1500 m, tectonizados. Hacia el este, la unidad ha 884 sufrido erosión progresivamente más intensa, y más allá del saliente de Aragua, la unidad se halla ausente. Relaciones de campo: Originalmente se pensó que la base de la Formación Quiamare es concordante y generalmente transicional sobre las formaciones Quebradón y Capiricual (HEDBERG, 1950-a). Esta relación se confirmó, pero sólo en el noreste de Anzoátegui y con la Formación Uchirito solamente; al norte de Anzoátegui. La relación con la Formación Quebradón, infrayacente, es de discordancia angular (VIVAS y MACSOTAY, 1989). En la región de Camatagua, suprayace concordantemente a la Formación Quebradón (BELL, 1968-b); entre Boca del Unare y Altagracia de Orituco, se observó fallada contra la Formación Quebradón; un contacto de discordancia se dedujo por análisis cartográfico (VIVAS y CAMPOS, 1977). El tope de la Formación Quiamare está truncado por erosión, excepto en Anzoátegui norcentral, donde se halla cubierto por la Formación Freites. Hacia el sur, la unidad pasa gradual y transicionalmente a la Formación Chaguaramas superior (PEIRSON et al., 1966; BELL, 1968-b), aunque nunca se hayan definido los límites respectivos. Fósiles: En un horizonte de arcilitas del Miembro Salomón, por encima de su contacto con el Miembro El Pilar, se encontró los moluscos: Turritella matarucana, T plebeia plebeia, T. mimetes colinensis y Hemisinus picardi, que sugieren edad Mioceno superior basal (MACSOTAY en CAMPOS y OSUNA, 1977). Otro lote de moluscos, Rhinoclavis plebeia y Anadara zuliana, de un horizonte más alto del Miembro Salomón, dieron la misma edad (MACSOTAY en CAMPOS et a1., 1980). Edad: El Miembro Salomón sugiere una edad Mioceno tardío basal (MACSOTAY en CAMPOS y OSUNA, 1977) (MACSOTAY en CAMPOS et al., 1980). La fauna consistió de numerosos individuos, y no fue retrabajada como aseveraron CAMPOS et al., (1980), por lo tanto la edad Plioceno queda descartada. Correlación: La Formación Quiamare en las áreas inmediatamente adyacentes, sólo es correlativa de la Formación Siquire, en la cuenca del bajo Tuy (BECK, 1985-b); en la subcuenca de Monagas, posiblemente sea correlativa de la Formación Carapita superior y de la Formación Morichito (CHIOCK, 1985; CAMPOS et al., 1985). Importancia económica: Las arcillas son localmente explotadas para alfarería, y paquetes lenticulares de carbón han sido objeto de explotación minera, como es el caso de las minas de Tagüay, estado Guárico. Sinonimia: Los sinónimos reconocidos de esta unidad son las Arcilitas de Bruzual (HEDBERG, 1950-a), las formaciones Guaribito y Murgua (CAMPOS et al, 1980), y las Calizas de Onoto (HEDBERG, 1950-a). Véanse: EL PILAR, MIEMBRO; GUANAPE, MIEMBRO; PEÑA MOTA, MIEMBRO; REVOLTIJO, MIEMBRO; SALOMON, MIEMBRO y SAN MATEO, MIEMBRO. 885 VÁLIDO QUIRIQUIRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. Referencias: La referencia original de la Formación Quiriquire corresponde a REGAN (1938), siendo los autores del nombre, HEDBERG y SASS en 1936 (informe particular), según DE SISTO (1961-a). BORGER (1952), publicó una descripción detallada de la formación, usando la subdivisión en los miembros Alfa, Beta, Gamma, Delta, Epsilon, Zeta, Eta y Theta, establecida por JOHNSON y LOEFLER (1943, informe particular). Localidad tipo: Pozos y campo petrolífero de Quiriquire, distrito Bolívar del estado Monagas. BORGER (op. cit.) escogió el pozo Q-228, como sección de referencia para los miembros Alfa a Eta, y el Q-135 para el Miembro Theta. Extensión geográfica: La formación está limitada arealmente al campo de Quiriquire y sus alrededores, en el noreste del estado Monagas. Descripción litológica: La porción superior de la formación (Miembros Alfa a Delta), consiste en una aglomeración de peñones, peñas, guijarros, grava y arena, con capas de arcilla. Según REGAN (op. cit.), los sedimentos están distribuidos en lentes de 25 pies (7,6 m) de extensión areal limitada, y la granulometría tiende a disminuir hacia el sur del campo. El material cementante es principalmente carbonato cálcico, transportado por aguas superficiales, desde las calizas cretácicas de la serranía del Interior, al norte. El Miembro Epsilón es predominante arenoso, con capas delgadas de arcilla. El Miembro Zeta es también arenoso, pero en el tope, presenta una capa formada por láminas muy delgadas (3 mm) de lutita y arena de grano fino, con laminillas de lignito. Esta capa, denominada en los antiguos informes el Marcador Laminar, se identifica con facilidad en los registros eléctricos, por un notable pico positivo en la curva de potencial espontáneo. El espesor de dicho marcador varía entre 35 pies (10,6 m) en el centro del campo, y 2 pies (60 cm) al norte (REGAN. op. cit.). Los miembros Eta y Theta, son litológicamente similares a los de la porción superior. En la base del Theta, se encuentra gran cantidad de glauconita retrabajada y arcillas verdes (BORGER, op. cit.). Los sedimentos gruesos de la formación, indican la existencia de conos aluviales descargando en un ambiente formado probablemente por lagunas costeras. El Marcador Laminar del Miembro Zeta, correspondería a un período de poca actividad erosiva, la cual recrudeció durante la sedimentación de la porción superior. La fuente de sedimentos corresponde a la serranía del Interior, al norte del área. Espesor: En el norte del campo de Quiriquire, la formación tiene unos 488 m de espesor, adelgazándose rápidamente contra los afloramientos del Cretácico al norte. Hacia el sureste, el espesor llega hasta 1650 m. Los espesores individuales de los miembros son variables, dada su extrema lenticularidad. El Miembro Alfa tiene un promedio de 282 m, 886 del Beta al Zeta, el espesor promedio es de unos 110 m, mientras que los miembros basales Eta y Theta, varían de 0 a 183 m (BORGER, op. cit.). Relaciones de campo: La formación yace con fuerte discordancia angular, sobre las formaciones La Pica y/o Carapita, del Mioceno. El tope de la formación aflora, salvo donde está parcialmente cubierta por la Formación Mesa, del Pleistoceno. Lateralmente pasa a la Formación Las Piedras. Fósiles: Dado el tipo de sedimentación, la formación es poco fosilífera. BORGER (op. cit.), menciona ejemplares de macrofauna de aguas salobres, tales como Policines sp., Modiolus sp., etc., con restos de cangrejos y plantas, además de foraminíferos retrabajados en la base del intervalo. Edad: Según DUSENBURY (1956), la edad de la Formación Quiriquire es Mioceno medio a Plioceno. La parte superior (miembros Alfa a Epsilón), corresponde al Mioceno tardíoPlioceno, mientras que la parte inferior (Miembros Zeta a Theta), es del Mioceno medio. Correlación: La Formación Quiriquire correlaciona lateralmente con la Formación Las Piedras. Según DUSENBURY (op. cit.), la porción basal (Zeta-Theta) correlaciona con el tope de la Formación La Pica. Importancia económica: La Formación Quiriquire, concretamente los miembros Delta a Theta, ha proporcionado prolíficos yacimientos de petróleo pesado a liviano. INVÁLIDO "QUIRÓS", CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Estos nombres son ortografías erróneas, empleadas por MAURY (1925-c) y GARNER (1926), de Quiroz. Véase: QUIROZ, FORMACIÓN. INVÁLIDO QUIROZ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. En los primeros mapas de superficie de la parte nororiental del Estado Zulia se designaron algunos afloramientos del Mioceno con el nombre, en parte mal escrito, de la aldea vecina de Quiroz (MAURY, 1925-c, GARNER, 1926). SUTTON (1946) incluyó la parte superior 887 de estas capas en la Formación Lagunillas. Con el establecimiento de una nomenclatura precisa, basada en correlaciones del subsuelo, estas capas han quedado incluidas en la formación La Rosa. Véase: LA ROSA, FORMACION. VÁLIDO QUISIRO, FORMACIÓN (Terciario: Mioceno medio a cenozoico tardío) Estado Falcón. Referencias: MOLINA y PITTELLI (1988) crearon este nombre formacional para distinguir la unidad inferior del Grupo La Puerta. En el estudio realizado por estos autores en Falcón occidental describieron la litología distintiva, espesores, contenido fosilífero y edad, estableciendo los estratotipos y secciones de referencia. Localidad tipo: La Formación Quisiro está restringida al subsuelo. La sección tipo se encuentra en el pozo QMC-1X, 35 km al oeste de Dabajuro, de 902 m a 2192 m de profundidad (Hoja Nº 5948, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Se establecieron como secciones de referencia los pozos QMD-1X, entre 1375 m y 1642 m y AMF-1X, de 1368 m a 1927 m. Descripción litológica: Consiste en una secuencia alternante de lutitas color gris, localmente arenosas o muy arenosas, frecuentemente carbonosas y piríticas; limolitas arcillosas; areniscas grises, de grano fino, poco consolidadas; carbón en numerosos niveles delgados y en capas que pueden alcanzar hasta 5 m de espesor, llegando a constituir hasta el 40% de intervalos de 100 m de espesor, donde generalmente se encuentran asociados a calizas finas, arenosas/areniscas finas muy calcáreas y ocasionalmente dolomías. En general, toda la secuencia contiene restos biogénicos y cantidades variables de carbonato, tanto en las lutitas como en las areniscas y limolitas, con tendencia a aumentar hacia el noreste, en las cercanías del poblado de Dabajuro y el surco de Urumaco. Basándose en las asociaciones faunales y florales y en las características sedimentológicas, MOLINA y PITTELLI (1988) interpretan que la unidad se depositó en un plano deltaico bajo, con desarrollo de zonas pantanosas y marismas. Toda la secuencia de la Formación Quisiro pasa gradualmente a ambientes próximo-costeros y costeros hacia el noreste, en las cercanías de la falla de Capatárida. Espesor: El espesor promedio en el bloque de Dabajuro es de 448 m, variando entre 558 m y 264 m (pozos QMD-1X, QMC-1X, AMF-IX, El Callao-1X y Zamuro-1X), al sur de la falla de Oca, en el área de Tiguaje, La Guinea y Mene de Mauroa, la formación tiene un espesor promedio de 243 m (pozos Tigl-41X, Tig1-42X, La Danta-3X, Altosano-1X, Altosano-2X, AMN-1X y EM-285). Los espesores mayores se encuentran en el área de 888 Dabajuro y en el campo Tiguaje y los menores en Mene de Mauroa y hacia el sur de este campo. Extensión geográfica: MOLINA y PITTELLI (1988) identificaron la Formación Quisiro en todos los pozos que se encuentran al oeste de la falla de Capatárida y el poblado de Dabajuro, hasta el campo de Mene de Mauroa. Relaciones de campo: La base de la Formación Quisiro descansa discordantemente sobre las lutitas oscuras, bien consolidadas, del Eoceno. Al oeste y sur de Mene de Mauroa, suprayace discordantemente las formaciones Cerro Pelado o Agua Clara. El contacto superior es concordante con la Formación Bariro y se define en el tope de la última capa de carbón de espesor considerable (aproximadamente 1 m). Fósiles: La Formación Quisiro presenta un contenido faunal constituido por escasos foraminíferos bénticos, calcáreos y aglutinados, tales como Criboelphidium gr. poeyanum, Ammonia gr. beccarii, Quinqueloculina spp., Trochammina spp., Haplophragmoides spp., entre otros. La fauna asociada consiste de restos biogénicos sin diferenciar, gastrópodos, dientes de peces y lamelibranquios. La flora consiste, de acuerdo a MULLER et al (1985), de abundantes Crassoretitriletes vanraadshoveni, Verrucatosporites usmensis y Monoporites annulatus, entre otros. Edad: Los restos faunales no fueron diagnósticos de edad. MULLER et al. (1985) reconocen la Zona de Crassoretitriletes vanraadshoveni, que le asigna una edad de Mioceno medio, parte tardía a Mioceno tardío, parte temprana. Correlación: La Formación Quisiro se correlaciona, en parte, con la Formación Socorro. Importancia económica: Las areniscas basales de la Formación Quisiro, son productoras de petróleo liviano, y constituyen el principal yacimiento en los campos de Tiguaje, Media y El Mene de Mauroa. Véase: LA PUERTA, GRUPO INVALIDO QUIÚ, FACIES MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. Este nombre fue empleado por KEHRER (1938-a, b) para designar la "facies" arenosoarcillosa de la secuencia cretácica, expuesta en Los Andes surorientales, que dividió en cuatro, de litología básicamente diferente pero vagamente definidas. Según PIERCE (1960) estas unidades no son delimitables por gradar indefinidamente entre sí. El nombre es inválido por su definición insuficiente y designación inadecuada. 889 R VÁLIDO RADIOLARIA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Anzoátegui. Debido a la ausencia de foraminíferos índices restringidos, RENZ (1962), introduce este término para designar el intervalo comprendido entre las zonas de Globorotalia rex (inferior) y Globigerina soldadoensis (superior), del Eoceno temprano en el río Querecual, estado Anzoátegui. La zona se extiende desde la parte superior extrema de la Formación Vidoño hasta la base de la Formación Caratas. Según RENZ, lo más conspicuo en esta zona son organismos sin rasgos definidos, en forma de esferas y discos, algunos de los cuales, sin embargo, muestran las estructuras superficiales de los radiolarios. Los radiolarios son muy frecuentes en la Formación Navet del Eoceno temprano y medio en la isla de Trinidad. RENZ señala que esta zona de? Radiolaria corresponde a las zonas de Globorotalia formosa formosa y Globorotalia aragonensis (parte inferior) de BOLLI (1957-b). INVÁLIDO RAETOMYA, LUTITAS CON CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Falcón. SENN (1935) emplea este nombre informal para designar lutitas incluidas hoy en la Formación Jarillal. El término ha caído en desuso. Véase: JARILLAL, FORMACIÓN. INFORMAL RAMILLETE, ARENAS DE (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. El término Arenas de Ramillete fue publicado originalmente por LIDLLE (1946) y usado por la CARIBBEAN PETROLEUM Co. (1948), para designar un intervalo de arenas productoras en la parte inferior de la Formación Concepción (Formación Misoa), en el Campo La Concepción, al oeste de Maracaibo, estado Zulia. WALTON (1967), asigna la unidad a la categoría de miembro informal de la Formación Misoa. BARBEITO et al. (1985), la mencionan en su Tabla III de correlación, sin comentarios. 890 Véase: MISOA, FORMACIÓN. VÁLIDO RANCHERÍA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Trujillo. Referencias: La primera referencia publicada del término la hace YOUNG (en LEV, 1956), SALVADOR (1961), publica una descripción adicional, incluyendo columna estratigráfica y mapa. MACTOSAY et al. (1989), describen la unidad, sus icnofósiles, interpretan el paleoambiente en relación con la tectónica regional y sugieren diferentes relaciones estratigráficas. Localidad tipo: Colina en el flanco este del anticlinal de Chejendé, inmediatamente al norte de la pequeña aldea de Ranchería, 1,5 km al NE de Chejendé, distrito Carache, estado Trujillo. (Hoja N° 6144, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Según YOUNG (op. cit.), existen además buenas secciones en el camino Ranchería-Soledad, en la carretera Chejendé-Río Carache, cerca de El Algarrobo. MACTOSAY et al. (op, cit.), describen la sección expuesta en el río San Antonio, al noroeste de la localidad tipo. Extensión geográfica: La Formación Ranchería está circunscrita a la porción noreste del estado Trujillo y extremo suroeste del estado Lara. Descripción litológica: La Formación Ranchería está compuesta por lutitas blandas, arenosas, gris rojizo y marrón, en capas delgadas intercaladas irregularmente con limolitas y areniscas de grano fino, micáceas y arcillosas, de colores grisáceo y amarillento. En toda la sección son frecuentes las concreciones ferruginosas. MACTOSAY et al., (op. cit.), mencionan una litología semejante, con predominio de limolitas y ritmitas arenoso-limosas. En las areniscas, estos autores señalan rizaduras, moldes de carga y estructuras flameadas en la base, con intensa bioturbación. También indica que hacia el norte, la unidad se hace mucho más lutácea. SALVADOR (op. cit.), sugiere que la Formación Ranchería se depositó en un ambiente transicional de aguas-turbias, marino a salobre. En el LEV (1970) se sigue esta definición, basándose en la abundancia de bioturbaciones y en las estructuras sedimentarias. MACTOSAY et al., (op. cit.), postulan el paso de un ambiente de plataforma externa, observable en el área tipo, Ranchería-Fila de La Soledad, a un ambiente de talud superior hacia el norte (área de Cuicas-Curumbiche-Arenales). Espesor: En la localidad tipo, el espesor de la formación es de unos 200 m y al parecer se adelgaza hacia el sur, haciéndose más gruesa hacia el norte (SALVADOR, op. cit.). MACTOSAY et al. (op. cit.,) miden 194 m en la fila de La Soledad, y coinciden en que aumenta de espesor hacia el norte. 891 Relaciones de campo: La Formación Ranchería yace concordante y transicionalmente sobre la Formación Colón, del Cretácico tardío. En el tope, la formación pasa transicionalmente a la Formación Misoa, aunque SALVADOR (op. cit.) alude a la opinión de varios geólogos acerca de una posible discordancia entre ambas unidades. Hacia el este, la formación pasa lateralmente a las formaciones Humocaro y Quebrada Arriba (MUÑOZ, 1966). MACTOSAY et al. (op. cit.), la incluyen en cuadros de correlación diferentes, colocando a la Formación Ranchería en la base de la columna estratigráfica y seguida hacia arriba por las formaciones Escuque, Caús, Trujillo y Misoa, pero sin discutir las razones para dichos cambios. Fósiles: La Formación Ranchería es poco fosilífera. YOUNG (op. cit.) menciona faunas de moluscos mal preservados y conjuntos pobres, aunque diagnósticos, de foraminíferos con Eggerella sp. y Haplophragmoides sp. MACTOSAY et al., (op. cit.) citan abundantes icnofósiles, entre los cuales están Asterosoma, Bergaureria, Isopodichnus, Planolites, Raoultia, Thalassinoides, etc. Edad: Por su posición estratigráfica con respecto a la Formación Valle Hondo, la formación ha sido asignada al Paleoceno-Eoceno medio. MACTOSAY et al. (op cit.), la consideran como del Paleoceno sin diferenciar. Correlación: La Formación Ranchería pasa lateralmente a la Formación Valle Hondo, la cual se diferencia de ella por la presencia de capas de caliza. En el flanco oriental de Los Andes, las formaciones Humocaro y Quebrada Arriba son equivalentes, mientras que al norte y noroeste, correlaciona con la Formación Trujillo, Al oeste, la formación sería correlativa con la Formación Guasare (LEV, 1970, Cuadro de Correlación C-3). VÁLIDO RANCHO GRANDE, FORMACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Colombia. Referencias: RENZ (1960), introdujo el término Formación Rancho Grande, para designar la unidad intermedia del Grupo Cojoro, en la parte sureste de la península de La Guajira. ROLLINS (1965), describe la unidad, incluyendo en ella la Formación Guasasapa, establecida por RENZ como unidad basal del grupo. GEYER (1973 y 1977) sigue la subdivisión de ROLLINS. MOJICA y DORADO (1987) mencionan la unidad al resumir la estratigrafía de La Guajira suroccidental. Localidad tipo: La formación toma su nombre del caserío Rancho Grande en territorio colombiano, a unos 7 km al noreste de la población venezolana de Cojoro y a 2 km de la frontera. La sección tipo está en su vertiente meridional del cerro Uipana (Uitpana), a unos 4 km al noreste del Rancho Grande (GEYER, 1973). 892 Extensión geográfica: La Formación Rancho Grande aflora en el área de las serranías de Cojoro y Cocinas, así como al oeste de Punta Espada. Descripción litológica: En la descripción original de la formación, RENZ describe areniscas duras, quebradizas y macizas, de color gris oscuro, en la parte inferior, seguidas por calizas fosilíferas color gris, limosas a arenosas, limolitas y areniscas de grano fino. En el tope de la formación se encuentran calizas gris azulado, intercaladas con lutitas negras fosilíferas. ROLLINS (1965) menciona además, sills riolíticos, flujos y diques en varios niveles en la localidad tipo, así como intercalaciones de lutitas duras y arcilitas en toda la secuencia (GEYER 1973). RENZ (op. cit.) considera que la formación se depositó en un ambiente marino, "en parte lacustre o lagunal". Espesor: RENZ (1960) le asigna un espesor de 240 m a la formación. ROLLINS (op. cit.) estima un espesor de 375 m, en el cual estaría incluido el espesor, no especificado, de la Formación Guasasapa de RENZ. Contactos: Según la descripción original de RENZ (op. cit.), la formación yace concordantemente sobre la Formación Guasasapa. De acuerdo con la versión de ROLLINS (1965) y GEYER (1973), el contacto inferior sería con el basamento granítico. En el tope, la unidad pasa concordantemente a la Formación Uipana. Fósiles: Las calizas de la parte media de la formación, contienen pelecípodos y braquiópodos. En las lutitas negras de la parte superior, se encuentran ostrácodos y bivalvos pequeños. No se han publicado descripciones de dichas faunas. Edad: RENZ (op. cit.) consideró una posible edad Triásico temprano para la unidad. GEYER (1973) al correlacionar el Grupo Cojoro con el Grupo Cocinas, le da una edad jurásica. MOJICA y DORADO (1987) concluyen que la edad de la Formación Rancho Grande, iría del Triásico tardío al Jurásico temprano. Correlación: La Formación Rancho Grande es correlativa probablemente de la Formación La Quinta. Hacia el oeste, correlacionaría con la parte inferior del Grupo Cocinas (Formación Cheterló?). Sinonimias: Según ROLLINS (1965), la Formación Rancho Grande es sinónimo de las formaciones Guasasapa y Rancho Grande de RENZ (1960). INFORMAL REAL CORONA, GRUPO PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) emplea este nombre, para lo cual utiliza el término inapropiado de "Serie", para designar rocas cuyos afloramientos se extienden al oeste de La Flor, por 45 893 kilómetros de distancia en los márgenes del río Aro, estado Bolívar, formando parte de un sinclinal este-oeste. Luego el mismo autor (1965-b) se refiere a la misma unidad con el término más apropiado de formación, sin manifestar la intención ni motivo para sustituir la nomenclatura, que luego MENÉNDEZ (1994) eleva al rango de grupo. El grupo se subdivide en cuatro formaciones; en la base, a lo largo de parte del flanco norte, se encuentra la Cuarcita de Mápares y el Conglomerado de Zárate, y en consideración a la falta de afloramientos, KALLIOKOSKI (1965-a) interpreta que la cuarcita descansa por debajo de la Anfibolita de Danta y de la Formación Taipana, que quedaron integradas a la parte superior del grupo. En general, el grado de metamorfismo corresponde a la facies de la corneana hornabléndica, y localmente en la parte superior, al esquisto verde. La unidad se considera informal a la espera de estudios detallados que definan sus unidades constitutivas con más precisión. Véanse: DANTA, ANFIBOLITA DE; TAIPANA, CUARCITA y ZÁRATE, CONGLOMERADO. FORMACION; MÁPARES, INVÁLIDO REAL CORONA-EL TORNO, ASOCIACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. El conjunto de rocas gnéisicas, anfibólicas y cuarcíticas expuesto en las márgenes del río Aro, estado Bolívar, ha sido considerado como parte del Complejo de Imataca por PERFETTI y CANDIALES (1951, fide RUBIO et al., 1953), en asociación con afloramiento de rocas ferríferas en El Trueno. KALLIOKOSKI (1965-a; 1965-b) introduce el nombre de Asociación Real Corona-El Torno para designar el conjunto de rocas sedimentarias y volcánicas metamorfizadas, expuesto en el borde norte del Complejo de Imataca, en ambas márgenes del río Aro. KALLIOKOSKI (op. cit.) divide su Asociación Real Corona-El Torno en Serie Real Corona (1965-a) o Formación Real Corona (1965-b) (hoy Grupo Real Corona) y Formación El Torno. En ambas publicaciones los términos empleados son inadecuados, de acuerdo con el Código Norteamericano de Nomenclatura Estratigráfica. Véanse: REAL CORONA, GRUPO y EL TORNO, FORMACIÓN. INVÁLIDO REAL CORONA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) emplea este nombre para designar rocas que afloran al oeste de La Flor en las márgenes del río Aro, estado Bolívar, formando parte de un probable 894 sinclinal. El autor subdividió a su Formación Real Corona en subunidades designadas con los nombres inadecuados de Cuarcita Blanca, Conglomerado, Wacke y otros. Aparentemente, KALLIOKOSKI (op. cit.) emplea el nombre Real Corona para designar dos unidades diferentes; el término Formación Real Corona es homónimo de la Serie del mismo nombre; adicionalmente denominó sus subunidades en forma inadecuada con términos litológicos. El término se considera inválido al elevarse a Grupo el rango de la unidad. Véase: REAL CORONA, GRUPO INVÁLIDO REAL CORONA, "SERIE" PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-c) introduce este término para describir el conjunto de unidades expuestas en un sinclinal este-oeste, al este de La Flor; según el autor, la escasez de los afloramientos impide determinar con algún grado de precisión la localidad tipo y las relaciones entre los diferentes tipos de rocas. El término es inválido por no concordar con las normas establecidas de nomenclatura y por su sinonimia con la Formación Real Corona (hoy Grupo) del mismo autor. Véase: REAL CORONA, GRUPO. INVÁLIDO "RED FORMATION" MESOZOICO Estado Mérida. Este término inadecuado fue empleado por OPPENHEIM (1937-a) para designar rocas de la Formación La Quinta. Véanse: ROJA, FORMACIÓN; LA QUINTA, FORMACIÓN. INVÁLIDO REMOLINO, FORMACIÓN PALEOZOICO SUPERIOR Estado Mérida. 895 PIERCE (1956) introduce este término para designar capas fosilíferas de supuesta edad devónica expuestas en el río Caparo, estado Mérida. Posteriormente, el mismo PIERCE (1960) la consideró como unidad superior de su Grupo Mucuchachí. Según las compañías SHELL y CREOLE (1964) el nombre es un sinónimo innecesario de la Formación Caparo. Véanse: CAPARO, FORMACIÓN; MUCUCHACHI, FORMACIÓN. INFORMAL RESTOS DE PECES, ZÓNULA (S) CON CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Zulia. YOUNG (1958, 1959) emplea este nombre para designar capas con un contenido persistente de dientes y otros restos de peces, presentes a tres niveles, designados A, B y C, en las formaciones Peroc y Macoa. Posteriormente, el mismo autor (1960) menciona un horizonte con restos de peces en la base de la Formación La Puerta. VÁLIDO REVOLTIJO, MIEMBRO (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Anzoátegui. Esta unidad fue descrita originalmente por HEDBERG y PYRE (1944), como miembro de la Formación Santa Inés. Posteriormente, HEDBERG (1950-a) eleva esta formación al rango de grupo, sin mencionar el nombre de Revoltijo. El término fue empleado nuevamente por MENCHER et al., (1951, Cuadro), aparentemente como formación del Grupo Santa Inés. YOUNG et al., (1956), muestran el Miembro Revoltijo en su cuadro de correlación, como la división inferior extrema de la Formación Quiamare; con esta categoría ha aparecido en la literatura posterior (CVET, 1970, tabla de correlación # 24), Consiste de lutitas arenáceas y carbonáceas, muy meteorizadas a pardo amarillento, que alternan con niveles arcillosos gris claro, con vetillas de yeso y jarosita; interestratificados, se hallan capas delgadas de areniscas calcáreas de grano fino, y subconglomerados decimétricos con cantos subredondeados centimétricos, de ftanita negra, calizas silíceas y areniscas cuarzosas de grano fino, derivadas del Cretácico tardío. Recibe su nombre, de la quebrada homónima al suroeste de la población de Santa Inés. En la secuencia se han hallado moluscos marinos, indicativos de ambiente somero. Este miembro es suprayacente y transicional con la Formación Uchirito; su contacto superior es transicional con el Miembro Salomón, de la Formación Quiamare. La diferencia consiste en la disminución de horizontes conglomeráticos, y la virtual desaparición de horizontes fosilíferos (VIVAS y MACSOTAY, 1989). Su espesor es de 610 m (CVET, 1970) y 1000 m según VIVAS y MACSOTAY (op. cit.). Este miembro sólo se conoce del área suboriental de los afloramientos de la Formación Quiamare. 896 Véase: QUIAMARE, FORMACIÓN y SALOMÓN, MIEMBRO. VÁLIDO REZEHAKINA-SPIROPLECTAMMINA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) CENOZOICO (Terciario) Estado Anzoátegui. Este término designa la subdivisión inferior de la zona de Cyclammina gracillassoi, establecida por RENZ (1962) en la sección tipo del Grupo Santa Anita a lo largo del río Querecual, estado Anzoátegui. Véase: CYCLAMMINA GRACILASSOI, ZONA DE. VÁLIDO REZEHAKINA - SPIROPLECTAMMINA, ZONA CENOZOICO. (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta zona fue establecida por HEDBERG y PYRE (1944) en la Formación Vidoño, estado Anzoátegui y reconocida por SELLIER DE CIVRIEUX (LEV, 1956) en la Formación Guárico. Autores posteriores (BOLLI, 1957-b; STANLEY, 1960; RENZ, 1962; LAMB, 1964-b) han preferido zonaciones a base de foraminíferos planctónicos, y el término ha caído en desuso. INFORMAL RHO, ARENA (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al., (1947) ilustran varias arenas de la Formación Freites en el área mayor de Oficina, designadas, en secuencia descendente, por medio de las letras griegas Sigma, Rho, Mu y Lambda, y señalaron que la arena Rho es un buen horizonte guía. Véanse: FREITES, FORMACION y LAMBDA, MIEMBRO. INVÁLIDO RICOA, FORMACIÓN 897 CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Estado Falcón. PAYNE (1951) define la Formación Ricoa, esencialmente arcillosa, como la unidad más antigua del área de Cumarebo. La parte inferior, lutítica, de la formación se denomina "lutitas de Acurigüita" y tiene un espesor de 1300 m en el pozo Las Pailas Nº 1. Los miembros superiores son, de abajo hacia arriba, "arenas de Turaguapo", "arenas de Solito" y "arenas de Lomas", con un espesor combinado de 2000 m. En el LEV (1970) se declara inválida esta unidad por considerarla equivalente a las formaciones Agua Clara, Solito y Querales combinadas, opinión expresada también por WEINGEIST (en LEV, 1956). GIFFUNI et al. (1992) y DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) incluyen toda la secuencia lutítica por debajo de la Caliza de Cumarebo o de la Formación Turupía como Formación Agua Salada, según el concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b). La unidad de lutitas de Acurigüita no puede distinguirse de la Formación Agua Salada y por tanto debe considerarse inválida. Las unidades Turaguapo, Solito y Las Lomas son reconocibles en la región al sur de Cumarebo y se consideran términos informales. Véanse: AGUA SALADA, FORMACIÓN; ACURIGÜITA, LUTITAS DE; TURAGUAPO, ARENAS DE; SOLITO, ARENAS DE; y LAS LOMAS, ARENAS DE INFORMAL RIECITO, CALIZA DE (Formación Capadare) CENOZOICO (Terciario Mioceno temprano?-medio) Estado Falcón. SENN (1935) describe la "Miogypsinen-Kalk" en las montañas cerca de Riecito, distrito Acosta, de Falcón oriental. Posteriormente (1940), se refiere a la unidad como la caliza con Miogypsina de Riecito. La descripción original es de una secuencia de unos 200 m de espesor, de calizas con algas, foraminíferos y corales, más o menos arenosas, con estratos insignificantes de margas. Según RENZ (LEV, 19561), la caliza de Riecito tiene su desarrollo típico en los flancos norte y sur del cerro Riecito, donde contiene moluscos como Turritella abrupta y abundantes foraminíferos, como Miogypsina spp. y Amphistegina sp. SENN (1935, 1940) le asigna una edad Mioceno medio ya que el género Miogypsina alcanza la parte inicial del Mioceno medio. Igualmente, RENZ (en LEV, 1956) la correlaciona con el Miembro Husito de la Formación Pozón, ahora asignada al Mioceno medio. La presencia de Miogypsina establece una edad Mioceno temprano? a medio basal para parte de esta unidad, que podría extenderse hasta niveles más jóvenes del Mioceno medio, considerando que la mayoría de los autores la incluyen dentro de la Formación Capadare (que no contiene Miogypsina), de esta edad. La definición precisa de la relación de la caliza de Riecito con la Formación Capadare no está definida por los momentos. Véase: CAPADARE, FORMACIÓN 898 INVÁLIDO RIM-ROCK, MIEMBRO DE CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue publicado originalmente por GONZÁLEZ DE JUANA (1937-a) para designar calizas incluidas hoy en el Miembro Mataruca de la Formación Caujarao. Véanse: MATARUCA, MIEMBRO; CAUJARAO, FORMACIÓN. VÁLIDO RINCÓN, MIEMBRO (Formación La Sierra) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Zulia. Este nombre fue publicado por MILLER y SANJUAN (1963) para designar el miembro superior, arenoso, de la Formación La Sierra. El nombre se deriva de los afloramientos típicos cerca de la granja El Rincón, 4 kilómetros al este de la localidad tipo de la Formación La Sierra, al oeste de Machiques en Zulia occidental. El miembro consiste de capas de areniscas de grano fino a medio, de tipo subgrauvaca, intercaladas con arcillas laminares y lutitas de colores gris y pardo claro. Su espesor, en sección incompleta, es de unos 80 metros. Véase: LA SIERRA, FORMACIÓN. INFORMAL RÍO ABAJO, CALIZAS DE (Formación Nirgua) MESOZOICO Estado Lara. Este nombre fue publicado originalmente con rango de formación por BUSHMAN (1959) para designar una secuencia de unos 100 m de espesor de calizas cristalinas, a veces dolomíticas, en capas macizas de hasta 10 m de espesor, expuestas al sur de la población de Yaritagua, intercaladas localmente con calizas arenáceas, metacuarcitas y esquistos cuarzocalcáreos. El contacto superior con el Grupo Los Cristales es de falla y el inferior es concordante con la Formación Yaritagua. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1966, 1967) incluyen la secuencia en la Formación Nirgua. VON DER OSTEN y STAINFORTH (1968) recomiendan retener el término por su prioridad de publicación sobre la Formación Nirgua. Posteriormente, BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) describen esta última unidad en mayor detalle, con argumentos convincentes para considerarla como válida, y 899 recomendaron el empleo local del término "Capas de Río Abajo". STAINFORTH (1968) admite estos argumentos y sugirió el término "Calizas de Río Abajo" como subunidad informal local de la Formación Nirgua. Véase: NIRGUA, FORMACIÓN. INVÁLIDO RÍO ABAJO, FORMACIÓN MESOZOICO Estado Lara. Este nombre fue empleado por BUSHMAN (1959) para designar sedimentos incluidos hoy en la Formación Nirgua como subunidad local. Véase: RIO ABAJO, CALIZAS DE. INVÁLIDO "RÍO AMARAPO", SERPENTINITA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre, que es versión errónea de "río Oronato", fue publicado por KALLIOKOSKI (1965-b) para designar dos pequeños afloramiento de serpentinita, expuestos unos 15 kilómetros al sur del cerro Guacamaya, en Bolívar norte-central. El término es informal por su descripción incompleta. KALLIOKOSKI (op. cit.) describe una roca ligeramente foliada, salvo en algunos sitios donde tiene aspecto de brecha y alteración a mezclas variables de serpentina-carbonato. La roca es una mezcla de 60-80% de antigorita y 2040% de talco. El autor indica su posible edad post-Carichapo. MENÉNDEZ (1972), sustituye el término por Serpentinitas de Currupia, unidad que a su vez fue invalidada por MENÉNDEZ (1994) al reconocerla como parte integrante de la Formación Florinda. Véase: FLORINDA, FORMACIÓN. INFORMAL RÍO ARAGUA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico)?-CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano-medio)? Estado Miranda. 900 CAMPOS et al., (1980) proponen este nuevo nombre formacional, para designar a una secuencia de origen turbidítico, cartografiada anteriormente por PEIRSON (1965) dentro de la Formación Guárico, y que aflora en gran parte de la llamada serranía de El Guapo-El Bachiller. La sección tipo aflora en el curso medio del río Aragua, desde aproximadamente 1 km aguas abajo del caserío La América, hasta las proximidades de las Dos Bocas. Para CAMPOS et al., (op. cit.,) la Formación Río Aragua se caracteriza fundamentalmente por el predominio de los paquetes arenáceos que alcanzan hasta los 50 metros, con intercalaciones subordinadas de niveles lutáceos; hay algunos intervalos, de hasta 30 metros de espesor, que se caracterizan por la alternancia rítmica de capas delgadas de areniscas y de lutitas; hacia la parte inferior de la sección aparece un nivel de aproximadamente 450 metros de espesor que se caracteriza por el predominio de conglomerados con elementos de volcánicas. Las areniscas son de color verdoso a gris verdoso, con grano variable desde fino a medio, silíceas, a veces con mica blanca, con fragmentos de cuarzo y de volcánicas; las capas presentan, algunas veces, gradación vertical del grano, marcas de carga y "tubos de gusanos". Las lutitas son gris oscuro a negro y casi siempre micáceas. Los conglomerados alcanzan capas de hasta 1,5 metros y los fragmentos llegan a tener un diámetro de hasta 2,5 cm, sin orientación visible; tienen un color de diversos tonos de gris; los fragmentos líticos son de ftanita, cuarcita, lavas andesíticas, granodioritas, etc., y en menor cantidad fragmentos cristalinos de cuarzo y feldespato; tienen escasa calcita. CAMPOS et al., (op. cit.), mencionan que la Formación Río Aragua se diferencia claramente de la Formación Guárico (facies del Río Orituco), BECK, (1977): 1) por su aspecto mucho más arenáceo y conglomerático; paquetes predominantemente gruesos en contra de la secuencia fundamentalmente rítmica y en capas de menos de 20 cm de la Formación Guárico; 2) por la abundancia de los elementos volcánicos dentro de las areniscas y conglomerados de la Formación Río Aragua, en contra de la ausencia de estos elementos dentro de las areniscas de la facies Río Orituco, de la Formación Guárico (ZAPATA , 1977 y BECK, 1977) ; 3) otra posible diferencia aunque no comprobada firmemente es el hecho de que la Formación Guárico es de edad principalmente PaleocenoEoceno temprano, mientras que la Formación Río Aragua puede bajar y alcanzar hasta niveles pre-Turoniense. Hacia el sur, la Formación Río Aragua sobrecorre a la facies Río Orituco, de la Formación Guárico; hacia el norte está en contacto de falla con las formaciones Ño Pedrote y/o El Guapo, o bien cubierta discordantemente por la Formación Guatire (?) como ocurre en las cercanías de Cúpira. De acuerdo con CAMPOS et al., (op. cit.), en la sección tipo aflora una secuencia, aparentemente sin complicaciones estructurales y con evidencias de estar en posición estratigráfica normal, superior a los 4000 m de espesor, sin que se le pudiese determinar el tope ni la base debido a contactos tectónicos. Hacia el este los espesores aumentan por efectos estructurales. Los autores mencionados anteriormente, indican la presencia de foraminíferos en las calcarenitas, los cuales no resultaron diagnósticos para determinar la edad de la unidad, Por la ausencia de fauna diagnóstica de edad, CAMPOS et al., (op. cit.), proponen dos posibilidades: 1) que la unidad esté subyacente bajo la Formación Ño Pedrote y en este 901 caso sería pre-Cenomaniense (Albiense); y 2) que la Formación Río Aragua represente la etapa final de la evolución de la cuenca del flysch, de la Formación Guárico, lo cual la ubicaría en el Eoceno temprano (?) y sea un equivalente total o parcial de la Formación Los Cajones. MACSOTAY et al., (1995) plantean la equivalencia de la Formación Río Aragua con la Formación Los Cajones y parte de la Formación Garrapata, asignadas por ellos al Eoceno temprano y medio y proponen eliminar el término por sinonimia. Se requieren estudios detallados para corroborar la sinonimia planteada y por ello se mantiene el nombre Formación Río Aragua con carácter informal. VÁLIDO RÍO CACHIRÍ, GRUPO PALEOZOICO (Devónico) Estado Zulia. Esta unidad fue descrita originalmente por LIDDLE (1928), con el nombre Serie Río Cachirí. SUTTON (1946), redefine formalmente la unidad con categoría de grupo, denominándola Grupo Cachirí, criterio éste que ha prevalecido con la modificación hecha por WEISBORD (1956), quien la llama Grupo Río Cachirí. Posteriormente, HEA y WHITMAN (1960), proveen las descripciones más detalladas que se conocen de esta unidad. LIDDLE et al., (1943) describen el grupo integrado por tres formaciones: Formación Caño Grande, Formación Caño del Oeste y Formación Caño Chico; posteriormente BOWEN (1972) define una cuarta formación a la cual determinó Formación Los Guiones, en la base del Grupo. BENNEDETTO (en BELLIZZIA y PIMENTEL, 1994), elimina esta última formación integrándola a la Formación Caño Grande y propone una secuencia formada por las formaciones Caño Grande, Caño del Oeste, Campo Chico, Caño del Noroeste. Este mismo autor (BENNEDETTO, 1982), en su zonación tectonoestratigráfica del norte de América del Sur la incluye en la Zona 4, conjuntamente con unidades que afloran en Colombia. BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) la incluyen en el Terreno Chibcha conjuntamente con la cordillera Oriental de Colombia, el macizo de Santander y parte del flanco oriental de la cordillera Central de Colombia, siguiendo el criterio de TOUSSAINT y RESTREPO (1989). La localidad tipo se, encuentra en las cabeceras del río Cachirí, unos 89 km al oeste de Maracaibo, distrito Maracaibo, estado Zulia. (Hoja N° 5748, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional). La unidad se extiende desde las cabeceras del río Cachirí, ocupando una faja a lo largo del flanco oriental de la sierra de Perijá, continuando hacia el sur, desde el extremo norte de la sierra en el distrito Páez, hasta los distritos Mara, Maracaibo y Perijá, cubriendo una distancia aproximada de 110 km, llegando posiblemente hasta el norte de la República de Colombia, al este de Manaure (TRUMPY, 1943) y en la sierra Nevada de Santa Marta (GANSSER, 1955). El grupo consiste principalmente de lutitas negras, gris y rojas, areniscas grises micáceas, areniscas cuarcíticas y calizas de color rojo, gris azulado y negruzco. Se postula en general un ambiente de aguas llanas, poco profundas, desde francamente marinas hasta salobres, y gran influencia continental en la parte superior 902 (Formación Campo Chico). LIDDLE et al. (1943), mencionan un espesor total para el Grupo, de 2438 m. El grupo suprayace en contacto discordante y posiblemente de falla, las metamórficas de la Asociación Perijá, e infrayace discordantemente a formaciones del Paleozoico Superior y Mesozoico del Grupo La Gé. Las partes basal y media del grupo, formaciones Caño Grande y Caño del Oeste, han provisto una abundante fauna fósil, compuesta principalmente de braquiópodos, bivalvos, corales, briozoarios, gasterópodos, crinoideos y trilobites. En la parte superior, Formación Campo Chico-Caño del Noroeste aparece una paleoflora y restos de invertebrados; los vegetales fósiles de la Formación Campo Chico comprenden partes de tallos de Psilophytales y Cycadales, las cuales constituyen las primeras plantas continentales que se conocen en el registro geológico. Los datos aportados por los invertebrados y las plantas fósiles indican para el grupo, una edad que va desde la parte superior del Devónico temprano, hasta el Carbonífero inferior (Mississipiense). El Grupo Río Cachirí constituye hasta el momento los únicos sedimentos de edad devónica descritos en Venezuela. Sus correlaciones se establecen con formaciones devónicas que afloran en Colombia. Es sinónimo de la "Serie Río Cachirí", Grupo Río Cachirí. INVÁLIDO RIO CACHIRÍ, "SERIE" PALEOZOICO (Devónico) Estado Zulia. Este nombre fue empleado originalmente por LIDDLE (1928) para designar al conjunto de sedimentos expuestos en el curso superior del río Cachirí, Estado Zulia, designados hoy Grupo Río Cachirí. Véase: RÍO CACHIRÍ, GRUPO. INVÁLIDO RIO CAÚS, FORMACIÓN, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. El nombre Formación Río Caús fue utilizado por LIDDLE (1928). YOUNG (en LEV, 1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) recomendó abreviarlo a Formación Caús. ZAMBRANO (1968) utilizó el nombre de Miembro Río Caús de la Formación Misoa en la región de Guanarito, donde el empleo del término es inadecuado. Véase: CAÚS, FORMACIÓN. 903 VÁLIDO RÍO CLARO, ANFIBOLITA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) emplea originalmente este término para designar la unidad constituida por anfibolita de grano fino que se intercalan con algunas capas manganesíferas que forma parte del núcleo del sinclinal expuesto en el río Claro, en el paso de la carretera Encrucijada-Ciudad Piar y la incluyó en su Asociación Carichapo-Pastora. Estas rocas fueron mencionadas previamente sin designación por SHORT (1960) como vestigio erosional de estratos del Grupo Pastora (hoy Supergrupo). El sinclinal está limitado tanto al sur como al norte por fallas que ponen a la unidad en contacto con rocas del Complejo de Imataca. MENÉNDEZ (1994; 1995) sugiere que representa un remanente erosional de un cinturón de rocas verdes y concuerda con la observación hecha por KALLIOKOSKI (op. cit.) quien la correlaciona con su Serie Real Corona-El Torno y con la Anfibolita de Carichapo. INVÁLIDO RÍO COGOLLO, CALIZAS DE, MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. Este nombre fue empleado originalmente por GARNER (1926) para designar rocas incluidas hoy en el Grupo Cogollo. Véase: COGOLLO, GRUPO. VÁLIDO RÍO CHÁVEZ, MIEMBRO (Formación Mucaria) MESOZOICO (Cretácico: Senoniense) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno tardío) Estado Anzoátegui. VIVAS y CAMPOS (1977) y CAMPOS y OSUNA (1977), usan el nombre informal de Capas del Río Chávez, para describir un intervalo básicamente calcáreo-silíceo, de estratificación delgada, de gran semejanza litológica con el Grupo Guayuta, que aflora en casi todo el frente tectónico de las montañas de Guárico, Miranda y Anzoátegui, en asociación con el flysch lutáceo de la Formación Guárico. CAMPOS et al., (1980) la elevan al rango de formación y aportan información petrográfica MACSOTAY et al., (1986) lo emplean también con el rango de formación. MACSOTAY y VIVAS, (1993) lo incluyen con categoría de miembro en la Formación Mucaria al oeste del meridiano de Barcelona en 904 la serranía del Interior central. VIVAS y MACSOTAY (1995) mantienen la categoría de formación al este del meridiano de Barcelona, serranía del Interior oriental. Localidad tipo: CAMPOS et al., (1980) proponen el área del río Chávez en la región de Boca de Uchire estado Anzoátegui, como localidad tipo. Extensión geográfica: La unidad aflora en casi todo el frente tectónico de las montañas de Guárico y Miranda, en asociación con el flysch lutáceo de la Formación Guárico y en la serranía del Interior oriental. Descripción litológica: Los autores citados distinguen tres intervalos litológicos; a) uno inferior, de aproximadamente 15 metros de espesor, caracterizado por la presencia de lutitas negras, calcáreas, y calizas negras afaníticas, bituminosas, piríticas; las lutitas envuelven concreciones de caliza negra, fétida, conglomerática, no fosilífera, pirítica; b) un nivel intermedio de 50 m de espesor, caracterizado por la intercalación de capas delgadas de ftanita negra y limolitas silíceas de color gris claro y con manchas negras (icnofósiles), con algunos intervalos de lutita limosa laminada, de color gris oscuro y con manchas negras; hacia la base del intervalo, el contenido de ftanita aumenta; y c) el nivel superior, de unos 35 metros de espesor, caracterizado por la asociación de calizas afaníticas y limolitas calcáreas, de color gris, con bandas negras (icnofósiles ?) y algunos niveles conglomeráticos con fragmentos de ftanita hacia la base. MACSOTAY y VIVAS., (op. cit.,) describen la unidad como una secuencia de limolitas con alternancia de capas decimétricas de ftanita y calizas afaníticas. Espesor: CAMPOS y OSUNA, S (op. cit.) señalan un espesor aproximado de 100 m en la quebrada La Guairita. MACSOTAY y VIVAS., (op. cit.,) indican alrededor de 250 metros en el estado Guárico. Relaciones de campo: CAMPOS y OSUNA (op. cit.,) indican que sus contactos superior e inferior con las formaciones Guárico y La Guairita, respectivamente, son concordantes. Según MACSOTAY y VIVAS (op. cit.,) la unidad suprayace concordantemente al Miembro Uchire de la Formación Mucaria y hacia el área de San Juan de los Morros grada lateral y verticalmente al Miembro Macaira de dicha formación. El Miembro Río Chávez pasa transicionalmente hacia arriba a la Formación Guárico o al Miembro Macaira. En la serranía del Interior oriental suprayace a la Formación Querecual e infrayace localmente a las formaciones Cangua y Caratas. (VIVAS y MACSOTAY, 1995). Fósiles: BERMÚDEZ (en CAMPOS y OSUNA, op. cit.,) identifica fauna arenácea y restos de dientes de peces, que le indican una edad paleocena; MACSOTAY (en CAMPOS y OSUNA, op. cit.,) señala la presencia de icnofósiles. BERMÚDEZ (en VIVAS y CAMPOS 1977) menciona la presencia de foraminíferos (Globotruncana ventricosa y Hedbergella sp.), Siphogenerinoides ewaldi, en la parte inferior de la unidad y Rzehakina epigona lata y Glomospira gardialis en el tramo superior, sugiriendo edad Campaniense para la parte inferior y Maestrichtiense a Paleoceno para la parte superior. MACSOTAY y VIVAS, (op. cit.,) suministran información faunal y paleoambiental detallada. VIVAS y MACSOTAY 905 (1995) citan foraminíferos planctónicos, nannoplancton e Inoceramus que indican Senoniense al Paleoceno tardío. Edad: Con base al contenido faunal, se considera que la unidad va desde el Senoniense hasta el Paleoceno tardío (VIVAS y MACSOTAY, 1995). Correlación: CAMPOS et al., (op. cit.,) indican que la unidad es, desde el punto de vista cronológico, equivalente parcial o total de las formaciones Guárico, La Guairita, El Guapo y Vidoño. VIVAS y MACSOTAY, (1995) consideran la equivalencia lateral con las formaciones San Antonio y San Juan de la serranía del Interior oriental. INVÁLIDO RÍO CHIQUITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este nombre fue empleado por GARNER (1926) para designar sedimentos incluidos hoy en la Formación La Rosa. Véase: LA ROSA, FORMACIÓN. INFORMAL RÍO DE ORO, MIEMBRO (Formación Mito Juan) MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Colombia. Referencias: GARNER (1926) describe la Formación Río de Oro en términos vagos; HEDBERG y SASS (1937) suministran una definición más precisa. Una sección de referencia fue muestreada en el pozo Oro Nº 2 localizado a pocos kilómetros al oeste de Puerto Barco, (HEDBERG y SASS, op. cit.). NOTESTEIN et al. (1944) consideran a las calizas de río de Oro como una facies desarrollada en la parte superior de Mito Juan. SUTTON (1946) considera a las capas de Río de Oro como un miembro de la Formación Mito Juan. A pesar de su descripción original como formación, la mayoría de los autores han considerado a la unidad como miembro local de la Formación Mito Juan. Este miembro calcáreo fue cartografiado en la depresión de Táchira por HEYBROEK (1953) como la "formación Guasare", el equivalente litoestratigráfico diacrónico (Paleoceno) reconocido del noroeste de la cuenca de Maracaibo. Como un excelente "capa guía" que separa las formaciones Mito Juan y Los Cuervos (Tercer Carbón de HEYBROEK), fue descrito en detalle en las quebradas Buenaña, Importante, La Línea y los ríos Cuite, Sarare y Cutufí Norte. Su localidad tipo se halla en las cuencas de drenaje de río de Oro y del río Catatumbo, en la parte norte de la concesión Barco, departamento Norte de Santander en Colombia. 906 El Miembro Río de Oro se presenta en la parte superior de la Formación Mito Juan y consiste en calizas delgadas marinas fosilíferas y frecuentemente glauconíticas, interestratificadas con arcillas, limolitas y areniscas similares a las encontradas en la Formación Mito Juan infrayacente. Las areniscas contienen el conjunto siguiente de minerales pesados detríticos: ilmenita, leucoxeno, zircón, turmalina, granate, rutilo y cloritoide. La sección casi completa de la quebrada Importante consiste en una secuencia de calizas conchíferas, grises, meteorizan a una costra amarilla-marrónuzca, arenosas, glauconíticas y fosfáticas que alternan con lutitas y lutitas arenosas. Las calizas individuales varían entre 0,4 y 1,5 m de espesor. El espesor de la unidad varía de 90 a 300 metros y se adelgaza notablemente en dirección a Venezuela. RENZ (1959) muestra unos 50 metros en el río Chama y según HEDBERG y SASS (1937) 90 m de la unidad están expuestos en afloramientos entre la Formación Mito Juan y la Formación Sierra en el caño Mene, tributario del río Negro, distrito Perijá, estado Zulia. El espesor del miembro varía entre 130 m en la quebrada Importante a 200 m en la quebrada Buenaña (KISER, 1997, comentarios enviados al CIEN). En las calizas y concreciones ferruginosas de este miembro, son bastante comunes fósiles de moluscos que generalmente están mal conservados y no han sido identificados específicamente. HEDBERG y SASS (op. cit.) encontraron ejemplares de amonites en el miembro justamente por encima de las arcillas de Mito Juan, en la quebrada del Rancho en la estructura de Petrólea en Santander del Norte, Colombia, identificados como Sphenodiscus y Coahuillites, que no dejan dudas sobre la edad Maestrichtiense de la fauna. Los foraminíferos son escasos en el miembro, pero incluyen además de las formas arenáceas especímenes de Gumbelina, Gumbelitria, Gyroidina y Vaginulina, las que son comunes también a la Formación Mito Juan. Según KISER (1997) se identifica el foraminífero Siphogenerinoides en esta unidad en los ríos Cuite y Cutufí Norte. Autores como DUFOUR (1951); KUYL et al. (1955) y BRONDIJK (1967) ha sugerido que el miembro y la Formación Guasare constituyen una sola unidad litoestratigráfica, cuya edad se extiende desde el Cretácico tardío al sur hasta el Paleoceno al norte. El Miembro Río de Oro pasa gradual y concordantemente hacia abajo a la Formación Mito Juan; según HEDBERG y SASS (op. cit.) el miembro debe posiblemente correlacionarse con la Formación Guasare del distrito Mara. Un horizonte con ammonites del miembro ha sido también reconocido en el tope de la Formación Umir en el valle del Magdalena en Colombia. El miembro marca el inicio de las condiciones ambientales regresivas iniciadas a finales del Maestrichtiense en Venezuela; por encima de esta facies calcárea, que migró diacrónicamente desde el sur del lago hacia el norte, se produjo el solapamiento progradante y regresivo del complejo deltaico del Paleoceno: Grupo Orocué y Formación Marcelina (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., op. cit.). Véase: MITO JUAN, FORMACIÓN INVÁLIDO 907 RIO GUACHE, CAPAS DE MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) publican este nombre para referirse a una secuencia de conglomerados, areniscas, lutitas y algunas calizas expuestas en el río Guache, estado Lara. RAMIREZ (1968) redefine el término con rango formacional, para designar sedimentos flysch y wildflysch. Véase: RIO GUACHE, FORMACIÓN. VÁLIDO RÍO GUACHE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Portuguesa. Referencias: VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957), emplearon este nombre por primera vez ("Capas de Río Guache") para referirse a una secuencia de conglomerados, areniscas, lutitas y algunas calizas delgadas, con gran influencia de material ígneo detrítico expuesta a lo largo del río Guache, en la parte sur-central del estado Lara. PIERCE (1960) presenta una buena descripción de esta unidad, a la que aplica el nombre de Formación Trujillo. METZ (1960), incluye esta secuencia "flysch" en el Complejo Morador. RAMÍREZ (1968) redefine la unidad con rango de formación, para referirse a una secuencia de sedimentos flysch que aflora en el pié de monte andino del estado Portuguesa. CAMPOS (1973) se refiere también a la unidad en su informe sobre la "Geología de la Región de Calderas". BELLIZZIA (1986) se refiere a la Formación Río Guache como "el representante más occidental de la napa piemontina, consiste de una secuencia de 1,5 km, de alternancia rítmica de "wackas" arcósicas en capas decimétricas a métricas, intercaladas con lutitas, limolitas y lodolitas y con diamicritas de matriz psamítica o pelítica". De acuerdo a este autor "los calcos de carga y de flujos son escasos, lo cual permite clasificarlos como una contornita y no un "flysch". Localidad tipo: RAMIREZ (1968) propone como sección tipo al río Bombi, afluente del río Are, desde sus cabeceras hasta las colinas terciarias, en el distrito Ospino del estado Portuguesa. (Hoja Nº 6343, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El río Guache se considera como sección de referencia. Extensión geográfica: La unidad aflora en el pié de monte andino de los estados Lara y Portuguesa. Descripción litológica: Se describe la Formación Río Guache "como una secuencia de flysch compuesta de capas de areniscas y lutitas, algunos conglomerados líticos y muy escasas capas delgadas de calizas; el conjunto incluye sedimentos "wildflysch" y bloques exóticos. Las areniscas son líticas, de grano medio a muy fino, a veces gradadas y con 908 marcas de base. Las lutitas son silíceas, bien estratificadas, astillosas y de colores oscuros. Los conglomerados líticos son lenticulares, de colores grises, con cautos de rocas ígneas y metamórficas, areniscas, ftanita y calizas, en una matriz arcillo-arenosa". Las características litológicas y las estructuras sedimentarias, permite postular un ambiente de aguas profundas con influencia notable de corrientes de turbidez y de deslizamientos submarinos, durante la sedimentación de la Formación Río Guache. Todo el carácter litológico de la unidad indica que se depositó en las partes internas de la cuenca geosinclinal. Espesor: RAMÍREZ (1968) estima 1500 m, de espesor en el río Bombi, que disminuye hacia el suroeste. Relaciones de campo: La unidad es posiblemente concordante sobre la Formación Villanueva del Cretácico-Terciario y esta sobrecorrida sobre rocas del Eoceno y más jóvenes. CAMPOS et al., (1979) señalan que "al norte se presenta en contacto de falla con la Formación Yacambú, mientras que hacia el sur aparece también en contacto de falla con la Formación Río Yuca". Fósiles: VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) y METZ (1960) mencionaron escasa faunas del Maestrichtiense-Paleoceno. Edad: Las escasas faunas encontradas indican probable edad Maestrichtiense-Paleoceno. Por correlación con las formaciones Guárico y Matatere la edad seria Paleoceno-Eoceno. Correlación: La Formación Río Guache se correlaciona con las formaciones Matatere y Guárico. Sinonimia: "Capas de Río Guache". INVÁLIDO RÍO GUARE, ROCAS VOLCÁNICO SEDIMENTARIAS DEL MESOZOICO Estado Miranda. BECK et al. (1984) utiliza informalmente este nombre para describir una secuencia de basalto, brecha basáltica, sedimentos volcanodetríticos y otras rocas sedimentarias que afloran en el río Guare, entre las poblaciones de Tácata y Altagracia de la Montaña, estado Miranda, considerándola parte de su "Napa de Loma de Hierro". BELLIZZIA (1989) reúne y reinterpreta la información de BECK (op. cit.), indicando que ésta secuencia podría representar una cobertura inicial de las ofiolitas de Loma de Hierro o más bien la base de la Formación Tiara. 909 VAN BERKEL et al. (1989) realizan un estudio detallado de esta misma zona, pudiendo cartografiar dos asociaciones, una de rocas ofiolíticas que asignan al Complejo Ofiolítico de Loma de Hierro, y otra unidad de rocas metasedimentarias de muy bajo grado, que asignan a la Formación Paracotos, por consiguiente el nombre acuñado por BECK et al. (1984) queda invalidado Véanse: PARACOTOS, OFIOLÍTICO. FORMACIÓN y LOMA DE HIERRO, COMPLEJO INVÁLIDO RIO GUASARE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. Este nombre fue empleado originalmente para designar por GARNER (1926). Véase: GUASARE, FORMACIÓN. INVÁLIDO RIO JOBAL, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Guárico. Este nombre ("couches de Río Jobal"), fue utilizado por M. DE CIZANCOURT (1951) en un cuadro de correlación, sin otra descripción. El término inválido se refiere, sin dudas, a capas del Eoceno superior de la secuencia formacional Peñas Blancas-Roblecito (SELLIER DE CIVRIEUX, en LEV, 1956; SALVADOR, 1964-b). INVÁLIDO RÍO LAGARTIJO, CONGLOMERADO DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Miranda. Este nombre fue empleado por NICKLAS (1957) para designar un conglomerado expuesto en el curso inferior del río del mismo nombre, entre Ocumare del Tuy y Santa Teresa, estado Miranda. Simultáneamente FEO CODECIDO (1957) publica un estudio petrográfico de muestras de la unidad, que describe como un conglomerado grauváquico duro con fragmentos de rocas ígneas, considerando que probablemente es equivalente al de la Formación Paracotos. 910 En los mapas geológicos de FEO CODECIDO (1962) y PICARD y PIMENTEL (1968), que abarcan la zona de Lagartijo, cartografían la zona como perteneciente a la Formación Paracotos. Véase: PARACOTOS, FORMACIÓN. INVÁLIDO RÍO MACOÍTA, FORMACIÓN PALEOZOICO (Devónico tardío) Estado Zulia. LIDDLE et al. (1943) emplearon este nombre para designar los sedimentos que HEDBERG y SASS (1937-a, b) habían descrito con el nombre de Formación Macoita. Véase: MACOITA, FORMACIÓN. INVÁLIDO RIO MASPARRO, FORMACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Barinas. MACKENZIE (1937- ) describió con este nombre, a una secuencia de 315 metros de espesor, de areniscas estratificadas y conglomerados, expuestas a lo largo del río Masparro, en Barinas septentrional. Según LIDDLE (1946), las capas son equivalentes a la Formación La Quinta; posteriormente PIERCE (1960) las incluyó en esta unidad sin mencionar el nombre de MACKENZIE. PIERCE et al. (1961) confirmaron la sinonimia. Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN. INVÁLIDO RÍO MOMBOY, FORMACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Trujillo. LIDDLE (1928) llama "Serie de Río Momboy" a las rocas paleozoicas expuestas en el valle del Río Momboy, cerca de Mendoza en el estado Trujillo, que a su juicio formaban parte de una gran serie que flanquea Los Andes venezolanos, y que sitúa estratigráficamente por encima del núcleo granítico y por debajo de la "Old Red Series". PIERCE (1960) es el primero en utilizar el nombre de Formación Río Momboy al proponer al Grupo Mucuchachí, dividido en las formaciones Río Momboy, Libertad y Remolino, sin 911 descripción de la formación. PIERCE et al., (1961) describen la Formación Río Momboy. BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) le dan categoría de unidad litodémica con el rango de asociación, por lo cual los miembros antes mencionados deben ser sometidos al mismo tratamiento pero con el rango de litodemos. INVÁLIDO RIO MOMBOY, FORMACIÓN, SERIE PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Estado Trujillo. LIDDLE (1928) introdujo el nombre de "Serie Río Momboy" para designar filitas, pizarras y capas asociadas, expuestas en el río Momboy, cerca de Mendoza, Estado Trujillo. PIERCE (1960) llamó Formación Río Momboy a la parte inferior de su Grupo Mucuchachí; PIERCE et al. (1961) ilustraron la sección tipo. COMPAÑIAS SHELL y CREOLE (1964) consideraron que el término es sinónimo innecesario de la Formación Mucuchachí y recomendaron su rechazo. Véase: MUCUCHACHI, FORMACIÓN. VÁLIDO RÍO MOMBOY, ASOCIACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero- Pérmico) Estado Trujillo. LIDDLE (1928) llama "Serie de Río Momboy" a las rocas paleozoicas expuestas en el valle del Río Momboy, cerca de Mendoza en el estado Trujillo, que a su juicio formaban parte de una gran serie que flanquea Los Andes venezolanos, y que sitúa estratigráficamente por encima del núcleo granítico y por debajo de la "Old Red Series". PIERCE (1960) es el primero en utilizar el nombre de Formación Río Momboy al proponer al Grupo Mucuchachí, dividido en las formaciones Río Momboy, Libertad y Remolino, sin descripción de la formación. PIERCE et al., (1961) describen la Formación Río Momboy, con localidad tipo en la quebrada Mocojó, afluente del río Momboy, al suroeste de Mendoza Fría, estado Trujillo. (Hoja Nº 6043, escala 1:100.000 de Cartografía Nacional), y le asignan edad Devónico. ARNOLD (en GARCÍA y CAMPOS, 1972), describe la unidad en detalle y la divide en un miembro inferior de pizarras limolíticas y uno superior de calizas cristalinas. Geólogos de SHELL y CREOLE (1964), concluyen que la división del Grupo Mucuchachí de PIERCE es inaplicable porque las formaciones no son cartografiables, recomiendan rango formacional para Mucuchachí y el rechazo de los términos Río Momboy, Libertad y Remolino; consideran inaplicable el término Río Momboy por "su empleo vago y confuso y por lo indefinido de sus límites." GARCIA y CAMPOS (1972) proponen mantener el nombre de Formación Río Momboy a base de la 912 diferencia de metamorfismo que presenta con la formación Mucuchachí en una franja paralela al río Momboy; los autores antes mencionados dividen las rocas de la unidad en dos miembros: el Miembro Mocojó, inferior y el Miembro Mendoza, superior, que no corresponden a la división de ARNOLD, quien incluye calizas en ambos intervalos, las cuales son restringidas por GARCÍA y CAMPOS (1972) al miembro superior. BENEDETTO (1982) incluye Río Momboy en la Zona 3 de su zonación tectonoestratigráfica del noroeste de América del Sur, mientras que BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) le dan categoría de unidad litodémica con el rango de asociación, por lo cual los miembros antes mencionados deben ser sometidos al mismo tratamiento pero con el rango de litodemos. La sección inferior de Río Momboy (Mocojó), consiste predominantemente de filitas biotíticas de color gris plomo que meteorizan en colores verdosos y pardo amarillentos intercaladas con cuarcitas gris verdosas, de grano fino subordinadas; la sección superior (Mendoza) consiste de potentes calizas arenosas fosilíferas y filitas aproximadamente iguales, con cuarcitas laminadas en capas muy delgadas en menor cantidad. La característica más resaltante de este intervalo son las calizas que forman paquetes de más de 50 m de espesor, y la abundancia de carbonato cálcico en las filitas en toda la sección. La sedimentación de Río Momboy aparentemente se inició en una franja angosta y profunda, con áreas positivas desarrollada en la Asociación Sierra Nevada del Precámbrico superior y la Asociación Los Torres del Paleozoico superior, que suministraron los sedimentos. Los mares del Paleozoico superior penetraron del norte, con sedimentación marina somera favorable al desarrollo de calizas. La unidad aflora en Los Andes venezolanos en la región del río Momboy, estado Trujillo en una franja de rumbo noreste de unos 33 Kilómetros de longitud y anchura variable entre 500 m y 6 kilómetros. PIERCE et al.,(1961) estiman 2000 m en la localidad tipo; GARCIA y CAMPOS (1972), indican un espesor total para la Asociación Río Momboy de 3755 m, distribuidos así: 2450 para la parte inferior (Mocojó) y 1305 m, para la parte superior (Mendoza). El contacto inferior de la unidad es de falla con los granitos de Valera-La Puerta y Timotes y discordante con la Asociación Sierra Nevada; el contacto superior es discordante con unidades paleozoicas, mesozoicas y terciarias. No se han reportado fósiles de la sección inferior de la unidad (Mocojó); en la sección superior se ha identificado fauna de braquiópodos, briozoarios y crinoideos (SHELL y CREOLE, 1964). De acuerdo a relaciones de campo y al contenido fosilífero, la unidad se considera de edad CarboníferoPérmico. La parte inferior de la unidad (Mocojó) se considera equivalente a Mucuchachí y a los intervalos El Gavilán y El Balcón de la Asociación El Águila y posiblemente a la parte superior de la Asociación Cerro Azul; la sección superior calcárea (Mendoza), con base a la edad Permo-Carbonífero de la fauna se considera equivalente a la Formación Palmarito y al intervalo Cebolleta de la Asociación El Águila. El término es sinónimo de "Serie Río Momboy" de LIDDLE, (1928) y Formación Río Momboy de PIERCE (1960). VÁLIDO RÍO NEGRO, FORMACIÓN 913 MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Estado Zulia Referencias: HEDBERG (1931) emplea el término "Conglomerado de Río Negro" para designar capas basales de la secuencia del Cretácico, expuestas en la Sierra de Perijá. HEDBERG y SASS (1937-a, b) elevan la unidad a rango formacional. Autores posteriores extienden su reconocimiento a todo el occidente de Venezuela, en especial a los depósitos de gran espesor presentes en los surcos de Machiques, Uribante y Barquisimeto (VAN ANDEL, 1958; SALVADOR y HOTA, 1963). GARCIA JARPA et al., (1980), restringen la distribución de la formación a los surcos de Machiques y Uribante, incluyendo las secuencias del surco de Barquisimeto, en la Formación Peñas Altas. En la región intermedia, de la plataforma del lago de Maracaibo se presentan conglomerados de menor espesor, infrayacentes a la Formación Apón, cuya designación ha sido muy diversa. Algunos autores, los incluyen en la Formación Río Negro y otros en la Formación Apón, con términos tales como "Clásticos Basales" o "Areniscas Basales". El tema ha sido analizado por MAYNC (en LEV, 1956), RENZ (1959), SALVADOR (1961-b) y otros. En el cuadro de correlación de la SVIP, (1963) se adopta el sentido más amplio de la Formación Río Negro, que incluye tanto las capas delgadas de la plataforma, como los espesos depósitos de relleno de surcos. Localidad tipo: Río Negro, en la sierra de Perijá, estado Zulia. (Hoja Nº 5746, escala 1:100.000 Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora en la mayor parte de Venezuela occidental en los estados Zulia, Táchira y Mérida. Descripción litológica: Areniscas blancas, generalmente de grano grueso; conglomerados heterogéneos; arcillas y lutitas variables, típicamente en tonos brillantes de amarillo, rojo y morado. De acuerdo con su fuente sedimentaría, las areniscas varían desde muy cuarzosas (surco de Uribante), a muy feldespáticas (surco de Machiques) (VAN ANDEL, 1958). GARCIA JARPA et al., (1980), describen una columna estratigráfica, representativa de esta unidad en la región central del surco de Uribante, aflorante en la región de La Fundación, estado Táchira. Está secuencia se inicia, con capas de areniscas de grano fino a grueso y conglomerados, en capas de hasta 1 metro de espesor, de color gris claro, con manchas rojizas debido a lixiviación de los sedimentos rojos de la Formación La Quinta. Estos estratos están intercalados, con niveles de lutitas y limolitas negras que se hacen dominantes en los 200 metros basales. Se trata de limolitas y lutitas calcáreas, en parte carbonosas muy fosilíferas, intercaladas con capas de caliza y yeso, entre 1 y 2 metros de espesor. Suprayacente a esta secuencia, se presenta una alternancia de capas potentes de conglomerados de grano grueso y de lutitas, distribuidas estratos que varían entre 1 y 5 metros. Las capas conglomeráticas, están formadas por clastos, en su mayoría de cuarzo, redondeados a sub-angulares, presentan escogimiento pobre, coloración blanca a gris pardo. La textura es variable al igual que su composición mineralógica. Es frecuente la estratificación cruzada asintótica hacia la base y cortada hacia el tope dentro de un rango que varía entre 1 centímetro y más de 1 metro. Rellenos de canales son frecuentes en este intervalo, y alcanzan dimensiones variables, desde pocos centímetros hasta más de 3 metros 914 de ancho. Las capas lutíticas y limolíticas intercaladas en la secuencia, son de color gris oscuro a negro, finamente laminadas y con restos vegetales; localmente los niveles limosos arenáceos, presentan laminaciones y estratificación cruzada, que recuerdan la macroestructuras de los estratos conglomeráticos. En la parte media de la formación, se presentan horizontes de colocación rojiza que recuerdan a la Formación La Quinta y es posible que ello se deba a erosión y resedimentación de estratos de esa formación. Los términos superiores de esta columna están formados por capas de areniscas conglomeráticas, con estratos alternantes de poco espesor de lutitas y limolitas oscuras. El contacto superior está definido por la aparición de los primeros horizontes calcáreos de la Formación Apón. Los ambientes de sedimentación de la Formación Río Negro son variables: La secuencia calcárea- y yesífera, se depositó en su ambiente de lagunas costaneras, llanuras de marea, albuferas, salinidad anormal, presumiblemente hipersalinas con poca circulación y baja oxigenación; la secuencia de areniscas con estratificación cruzada, se depositó en un ambiente deltaico a marino costero; y la secuencia de conglomerados y areniscas conglomeráticas, en un ambiente deltaico, donde cada nivel de conglomerados indica una pequeña pulsación del ciclo fluvial, con disminución de la energía mecánica, de la base al tope de la secuencia. Espesor: En el surco de Machiques, se midieron espesores de 1500 metros. En la región de San Cristóbal, espesores de 1450 metros y la unidad se adelgaza, cuando se avanza de la depresión del Táchira, hacia el alto de Mérida, por ejemplo en la carretera Mérida-Jají, se han medido espesores de sólo 25 metros, en la región de caño Zancudo, solamente 5 metros. Se han señalado espesores máximos de hasta 300 metros en fajas lineales que representan antiguos surcos sedimentarios. En las zonas entre estos surcos pueden presentarse espesores de sólo pocos metros. Relaciones de campo: El contacto basal, es discordante sobre rocas precámbricas (Sierra Nevada), paleozoicas (Mucuchachí), mesozoicas (La Quinta). El contacto superior, con las calizas de la Formación Apón es generalmente abrupto, aunque aparentemente concordante y ligeramente diacrónico. Cuando por razones de sedimentación, no se depositó la Formación Apón (como en la depresión del Táchira-cuenca de Barinas), el contacto es con la Formación Aguardiente o con la Formación Escandalosa, siendo el contacto, difícil de precisar en el campo debido a las semejanzas litológicas entre esas unidades. Fósiles: En la secuencia lutítica-yesífera-calcáreas de la parte inferior, se presentan diversos niveles fosilíferos, portadores de una fauna de bivalvos, entre los que se ha identificado Corbula sp., Buchia sp., Ostrea sp., Nuculana sp., Unio sp., Pholadomya sp., Protocardia sp., Modiolus sp., además de algunos gasterópodos, fragmentos de equinoideos y restos vegetales (GARCIA JARPA et al., 1.980). USECHE ARMANDO y FIERRO (1.972), señalan en la región de Pregonero, la presencia de restos de plantas, entre las que se determinó el género Weichselia sp., y algas fósiles. Edad: Con a base a sus relaciones de campo, y a la flora y fauna determinadas, la edad de la formación se considera Neocomiense-Barremiense. 915 Correlación: Por su posición infrayacente al Grupo Cogollo, la Formación Río Negro de Venezuela occidental y el Grupo Yuruma de la península de La Guajira, aparentemente son correlativas, no obstante, sus litologías diferentes. Más al este, la Formación Araure y partes de la Formación Barranquín, son similares en el aspecto litológico y probablemente en edad, a la Formación Río Negro. Esta formación, también es correlacionable con la parte basal, de la Formación Peñas Altas de Lara-Trujillo. Importancia económica: En el estado Táchira, en las regiones de San Pablo, Quebrada Fundacionera y en las zonas de Paramito, El Alfo y Tenegas, cerca de Pregonero, la unidad es portadora de capas de yeso, económicamente explotables; la formación es productora de petróleo en los campo de Urdaneta y sureste del lago, en la cuenca de Maracaibo. Sinonimia: La unidad es sinónimo, con el término Formación Uribante y Formación Tomón, ambas inválidas. VÁLIDO RIO PALMAR, FORMACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvánico) Estado Zulia. Referencias: El nombre de Formación Río Palmar fue usado por BOWEN (1972) para designar una unidad ubicada entre el Grupo Sabaneta y la Formación Palmarito en la sierra de Perijá, la cual no está representada en Los Andes de Mérida. Localidad tipo: La sección tipo se ha ubicado en el Caño Caliche, entre puntos, a 1750 y 1200 m aguas arriba, desde su confluencia con el curso superior del río Palmar (BOWEN, 1972), (Hoja Nº 5748, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El mismo autor indica una sección de referencia en el curso inferior del caño Colorado, sierra de Perijá. Extensión geográfica: Flanco oriental de la sierra de Perijá; donde la mayoría de las calizas paleozoicas descritas pertenecen a la Formación Río Palmar. Descripción litológica: La litología predominante de esta unidad, es de calizas gruesas y macizas, conchíferas y oolíticas, que varían desde calizas granulares conchíferas de grano grueso, con abundantes restos fósiles, hasta lodolitas calcáreas finas, las cuales al microscopio, muestran restos orgánicos indeterminables. En la base de la formación hay calizas oolíticas. El color de las calizas varía de negro a gris oscuro y gris claro en la parte superior; por debajo muestran todos los tonos de gris, pardo grisáceo, rosado grisáceo o pardo rojizo. En dos niveles de la parte media de la formación abunda la ftanita pardo oscura a negra. Los sedimentos clásticos son principalmente margas y lodolitas calcáreas limosas, rojas en la parte inferior el cual hacia arriba es reemplazado por color gris; hay escasas areniscas de grano muy fino, en estratos delgados. En general, la formación se caracteriza por ausencia de clásticos gruesos. 916 La extensa distribución de calizas y ausencia de clásticos gruesos, sugieren una sedimentación uniforme en zonas de plataforma marina poco profunda, alejada de fuentes sedimentarias importantes. La sedimentación de las calizas fosilíferas con oolitos, tuvo lugar en la zona de acción de olas y corrientes. Espesor: En la sección tipo, el espesor de la formación es de 415 m. En el caño Colorado se midieron 250 m. Contactos: La unidad suprayace transicionalmente a la Formación Caño Indio (BOWEN, 1972), e infrayace, a los sedimentos de la Formación Palmarito, en discordancia de ángulo bajo pero regional. Fósiles: Las calizas tienen abundantes restos de crinoideos, corales, braquiópodos, briozoarios y algunos restos de algas. Se han determinado los siguientes géneros: Productus cf. newberryi, Hall, Sanguinolittes cf. Naiadidiformis WINCHELL, Millerella sp., Paramillerella sp., Stafella sp, Eoschubertella sp., Fusulinella sp., Profusulinella sp., Pláctogyra sp., Nankinella sp. Edad: La edad basada en estos restos fósiles, es de Carbonífero medio a superior (Pensilvánico). Correlación: La Formación Río Palmar no se ha observado fuera de Perijá, aunque probablemente tenga sus equivalencias cronoestratigráficos más al sur en Colombia, y posiblemente en Los Andes de Mérida, Formación Mucuchachí. Sinonimia: Caliza de Palmarito de las cabeceras del Río Cachirí (HEA y WHITMAN, 1960). INFORMAL RÍO QUIÚ, ARENISCAS DE, BREA DE (“TAR SANDS") CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Barinas. Este nombre fue empleado por KISER y SULEK (1966) para designar los afloramientos limitados de rocas del Eoceno tardío en la vecindad de Capitanejo, Barinas occidental, que han sido punto de controversia en la literatura. Los autores resumieron el caso y proporcionaron evidencia palinológica de que las capas corresponden al Eoceno tardío. INVÁLIDO RÍO RAYA, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) 917 Estado Trujillo. Este nombre, introducido por GARNER (1926), ha quedado invalidado por sinonimia posterior con la Formación Paují. Véase: PAUJÍ, FORMACIÓN. VÁLIDO RÍO SALADO, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Sucre. Referencias: MACSOTAY (1968) introduce el nombre de Formación Río Salado para designar los conglomerados aluviales que desarrollan extensos acantilados a lo largo del flanco sur de la península de Paria, estado Sucre. GONZÁLEZ DE JUANA (1980) compila la información existente hasta la fecha. Localidad tipo: La localidad tipo está ubicada entre los caseríos La Salina y Río Salado, al noroeste de Güiria, en la península de Paria, estado Sucre. (Hoja Nº 7747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad se extiende desde su localidad tipo hacia el oeste, en una franja de 1 a 5 km de ancho, por unos 70 km hasta los caseríos de Bohordal y Río Seco al oeste de Yaguarapo. Descripción litológica: Principalmente capas gruesas de conglomerados con estratificación irregular, a veces con estratificación cruzada (LEV, 1970). Los conglomerados presentan un tamaño muy variable, entre guijarros y peñones, cementados por arenas rojizas ferruginosas, localmente arcillosas y generalmente micáceas, los cantos son redondeados a subredondeados y raras veces subangulares, de cuarzo, cuarcita, esquistos, gneises y menos frecuentemente caliza. Localmente hay intercalaciones de lentes alargados de arcillas arenosas compactas de color gris que meteorizan en castaño y rojo moteado. Los sedimentos de arcilla arenosa y los conglomerados de grano fino se encuentran impregnados de material carbonoso de tipo sapropelítico, lo cual parecen indicar para el tipo de la sedimentación, un clima húmedo tropical con charcas y pantanos selváticos (MACSOTAY, 1968). Los sedimentos de la Formación Río Salado indican facies aluviales piemontinas y faciales fluviales transicionales a los sedimentos de la Formación Güiria (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Los sedimentos de arcilla arenosa y los conglomerados de grano fino, con frecuencia se hallan impregnados de material carbonoso sapropelítico, lo cual parecen indicar para el tiempo de la sedimentación, un clima húmedotropical con charcas y pantanos selváticos. MACSOTAY (1968), menciona que la presencia de ciertos bivalvos indicativos de una sedimentación fluvial muy cercana a un delta o ambiente estuarino, con predominio de aguas dulces o levemente salobre. 918 Espesor: El espesor en la sección tipo se estimó en 200 m, aun cuando el espesor total se desconoce. Relaciones de campo: Posiblemente recubre discordantemente a las rocas metamórficas y es cubierta por la Formación Mesa. Pasa lateralmente a la Formación Güiria (LEV, 1970). Según GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), los sedimentos de la Formación Río Salado son transicionales a los sedimentos de la Formación Güiria. Fósiles: En los conglomerados fluviales abundan los bivalvos tales como: Polymesoda (Cyanocyclas) comparana, P. (Cyanocyclas) Hyria, P. (Cyanocyclas) Monagasensis. En las arcillas de los paleosuelos se hallaron gasterópodos como: Aperostoma (Cyclohidalgoa) Traslucidum (MACSOTAY, 1969). Edad: Con base a las correlaciones la unidad es Pleistoceno temprano. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), indican que los sedimentos de la Formación Río Salado se pueden considerar como una facies transicional de carácter aluvial piemontina con los sedimentos de la Formación Güiria. Correlación: La unidad es correlacionable con la Formación Güiria (GONZÁLEZ DE JUANA et al. 1980). Presenta buena correlación con la fauna fluvial, de edad Pleistoceno temprano, de las formaciones Talparo y Erin de Trinidad (MACSOTAY, 1968). MACSOTAY (1977), establece la correlación de la unidad con las formaciones Chiguana y Cumaná. INVÁLIDO RÍO SAN PEDRO, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO. (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. MAURY (1925-c) llama "capas de Río San Pedro" a las rocas en la localidad tipo del macroforaminífero Helicolepidina spiralis, incluidas por TOBLER (1922) en el tope de las lutitas de Paují, y consideradas hoy como parte de la Formación Mene Grande. LIDDLE (1946) publica el término "Formación Río San Pedro" para designar lo que el mismo autor (1928) había llamado "Formación San Pedro", junto con calizas eocenas expuestas en Falcón. Véase: SAN PEDRO, FORMACIÓN. INVÁLIDO RIO SECO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. 919 Este nombre fue empleado por MENCHER et al., (1951, cuadro de correlación) y WEINGEIST (LEV, 1956), para designar el Miembro Río Seco de la Formación San Gregorio, de uso actual. Véase: RIO SECO, MIEMBRO. VÁLIDO RÍO SECO, MIEMBRO (Formación San Gregorio) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Falcón. MENCHER et al. (1951) muestran esta unidad (con rango de formación) como concordante por encima de la Formación San Gregorio, en Falcón occidental. WEFNGEIST (en LEV, 1956) ubica la localidad tipo cerca del pueblo de San Gregorio, en el área donde se localiza la sección tipo de la Formación San Gregorio, STAINFORTH (1962) recomienda su inclusión dentro de la Formación San Gregorio, como miembro superior. La unidad se caracteriza por la presencia de limolitas, areniscas y conglomerados que coronan las pequeñas cuestas. El espesor, en su localidad tipo, es de 142 m. REY (1990) establece que la subdivisión en tres miembros de la Formación San Gregorio es solo posible desde el rio Urumaco o Codore, al oeste, hasta la quebrada El Paují, al este, donde es posible reconocer el distintivo miembro intermedio. De acuerdo a REY (1990), el Miembro Río Seco se caracteriza por las intercalaciones de limolitas masivas con conglomerados polimícticos de guijarros (hasta de 5 cm de diámetro), masivos o con estratificación planar y festoneada y niveles arenosos. Los conglomerados son fuertemente lenticulares, no sobrepasan los 2 m de espesor y su extensión lateral es de pocos metros. REY (op cit.) interpreta para el Miembro Río Seco de la Formación San Gregorio una sedimentación en una llanura aluvial, con canales de ríos entrelazados distales, bajo condiciones climáticas subhúmedas. El espesor estimado para el Miembro Río Seco es de 147 m. El contacto inferior es concordante con el Miembro Cocuiza, colocándose en la base del primer conglomerado de guijarros, y el superior, discordante con depósitos cuaternarios. El Miembro Río Seco es estéril y su edad se considera Plioceno tardío por su posición estratigráfica. INFORMAL RÍO SOLO, CAPAS DE (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. MENDOZA (en YORIS, 1985-a) cita el hallazgo de un horizonte de 251 m de espesor de sedimentitas diferenciables, en la Formación Barranquín, por debajo del Miembro Venados. 920 La secuencia consiste, de base a tope, de capas de micritas fosilíferas intercaladas con areniscas y limolitas, seguido de un tramo homogéneo de areniscas de grano variado, y lutitas limosas carbonosas. Suprayacente, se halla una alternancia de arenitas de cuarzo a veces calcáreas, con biomicritas y bioesparitas dolomitizadas. Esta secuencia infrayace al Miembro Venados de la Formación Barranquín, en un sector al sureste de la carretera Casanay-Caripito, entre los caseríos San Antonio y Caño de Cruz. Su fauna no ha podido ser identificada por los micropaleontólogos, por lo que su edad se determina por su posición estratigráfica. Véase: BARRANQUÍN, FORMACIÓN. INVÁLIDO RÍO TINACOA, FORMACIÓN PALEOZOICO (Devónico tardío) Estado Zulia. Este término fue publicado originalmente por LIDDLE et al. (1943) quienes afirmaron que era un "nombre establecido". El nombre ha sido sustituido por el término abreviado de Formación Tinacoa. Véase: TINACOA, FORMACIÓN. INFORMAL RIO TURBIO, CALIZAS DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Lara. BUSHMAN (1959) introduce el nombre de Formación Río Turbio para designar una secuencia de calizas macizas y calizas arenáceas con intercalaciones menores de areniscas calcáreas, conglomerados y lutitas limosas, expuesta al sur de Barquisimeto, estado Lara, que considera como un bloque al norte de la falla de Barquisimeto o Boconó. Según BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1966, 1967), por sus características litológicas estos afloramientos corresponden a su Formación Mamey, o también podrían representar un bloque alóctono del Cretácico temprano andino, ya que contienen faunas, mencionadas por BUSHMAN, semejantes a las de la Formación Apón. BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1968) recomiendan el rechazo del nombre Formación Río Turbio, para designar estos bloques aislados de calizas con el término informal de Calizas de Río Turbio, criterio que fue sostenido posteriormente por STAINFORTH (1968). INFORMAL 921 RÍO YAGUARAPARO, MIEMBRO DE CALIZA DE MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Sucre. GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1972) introducen este nombre para designar un grueso paquete de calizas que incluyen en la Formación Macuro; la sección tipo se encuentra en la quebrada Piedra Blanca, afluente del río Yaguaraparo, situada en el caserío Horqueta San Agustín, distrito Cajigal, estado Sucre. Esta caliza es maciza, de color gris azuloso, meteoriza a blanco y a veces a crema. Los análisis de muestras tomadas en la sección tipo dieron la siguiente composición CaCO3 94,76%; MgCO3: varía entre 1,42 y 0,90%; se presenta muy recristalizada y está atravesada por vetas delgadas de calcita blanca. Las capas tienen espesores individuales entre 20 cm y 1 cm, y se agrupan en gruesos paquetes. La caliza de Yaguaraparo se extiende desde el caserío Manacal hasta el caserío de Mata Chivo, aproximadamente donde el río Yaguaraparo cambia su rumbo hacia el sur; más hacia el oeste desaparece por falla; al este de Manacal este intervalo reaparece, adelgazándose de modo considerable. La verdadera posición estratigráfica de la Caliza de Yaguaraparo dentro de la Formación Macuro no está bien definida. En algunas secciones este miembro aparece con grandes espesores que pueden interpretarse como causados por pliegues isoclinales o estructuras falladas no determinadas. No se han encontrado fósiles en estas calizas. Como parte de la Formación Macuro se las considera de edad TriásicoJurásico. INVÁLIDO RÍO YAMA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue empleado por KOROL (1965) para designar rocas sedimentarias metamorfizadas expuestas en el río del mismo nombre. KALLIOKOSKI (1965-a, c) establece la sinonimia del término con la Formación Carichapo, verificada posteriormente por MENÉNDEZ (1968). MCCANDLESS (1966) emplea la versión errónea de "Formación Yama". Véase: CARICHAPO, GRUPO. VÁLIDO RÍO YUCA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Estado Barinas. Referencias: El nombre Formación Río Yuca fue introducido por MACKENZIE (1937), para describir una secuencia estratigráfica que aflora en una amplia faja, a lo largo del 922 flanco sureste de los contrafuertes andinos, y en especial el valle del río Yuca del estado Barinas. LIDDLE (1946) repite las observaciones de MACKENZIE y añade que es discordante con la Formación Parángula y cubierta discordantemente con sedimentos de terraza y abanicos fluviales. Posteriormente, PIERCE (1960) estudia la unidad y proporciona una descripción más detallada y extensa, indica que, en la Formación Río Yuca, los conglomerados componen el 25 por ciento de la litología, y que sus cantos consisten principalmente en derivados de la Formación Gobernador. Menciona plantas fósiles, calizas delgadas arenosas de agua dulce y perforaciones de crustáceos que indican un ambiente de agua dulce a salobre. Diferencia a Rio Yuca de Parángula por el conjunto complejo de minerales pesados en la primera, comparado con un conjunto simple en la segunda. VON DER OSTEN (1966), la describe en el subsuelo del campo Sinco, cuenca de Barinas, no menciona conglomerados en la secuencia. FEO-CODECIDO (1972) describe a Parángula-Río Yuca en conjunto, y sus correlaciones regionales. CAMPOS et al. (1977) la distinguen de Parángula por el color gris y el alto contenido de mica en Río Yuca, e interpretan un contacto transicional entre ambas en la región de Calderas; reemplazan el uso del nombre por el de El Pegón en el área entre Acarigua y la falla Boconó-Yacambú. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) mencionan a su carácter molásico relacionado con la orogénesis andina y compilan los datos geológicos existentes hasta esa fecha. ORTEGA et al. (1987) y KISER (1989-a) describen las relaciones estratigráficas de Río Yuca con la Formación Guafita de Apure. AGUASUELOS (en KISER, 1997) revisa toda el área de afloramiento de la formación y continúa el uso del nombre El Pegón hacia el noreste; identifican numerosos macro y micro fósiles retrabajados de formaciones más antiguas. CABRERA (1995) aclara las relaciones estratigráficas secuenciales regionales, determinando su condición discordante en ambos límites y su equivalencia con la Formación Betijoque. KISER (1997) recomienda que el uso del término "El Pegón" sea eliminado al sureste de Los Andes en donde CAMPOS et al. (1977, 1979) lo utilizaron. Localidad tipo: El río Yuca, cerca de la ciudad de Barinas, distrito Obispo del estado Barinas (Hoja N° 6141, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora en una amplia faja a lo largo del flanco sureste de Los Andes desde el río Socopó hasta el área de Acarigua, limitada al norte por su contacto con la Formación Parángula y al sur con la Formación Guanapa o sedimentos recientes. Se reconoce en el subsuelo del campo Sinco de la cuenca de Barinas. Descripción litológica: Según MACKENZIE (op. cit.) la unidad consiste principalmente en conglomerados de grano grueso (25%), en lechos macizos; areniscas macizas, con estratificación cruzada, de grano medio a grueso, localmente caoliníticas, blandas a duras, micáceas, arcillosas, de color típico verde grisáceo, rasgo éste que la distingue de la Formación Parángula. Las arcillas son laminares, blandas, plásticas y micáceas, de color amarillento, gris claro y moteadas de rojo hematítico. En la parte media inferior se presentan colores azul-verdoso pálido y gris oscuro. PIERCE (op. cit.), menciona que la unidad está compuesta esencialmente de estratos macizos de conglomerados, areniscas, limolitas y arcillitas de color pardo claro a verde gris-verdoso. Los constituyentes principales de los conglomerados son guijarros y peñones 923 de rocas ígneas y metamórficas. En otras áreas se presentan estratos gruesos de areniscas gris claro a pardo claro, de grano medio a grueso, mal cementadas, mal escogidas, muy porosas, micromicáceas y localmente caoliníticas, masivas a localmente con estratificación paralela y cruzada. Las limolitas y arcillitas son de color gris claro, amarillo pálido, pardas, ocasionalmente verdes a azul verdoso; son macizas a bien estratificadas, muy blandas, plásticas, micromicáceas y con restos de materia vegetal. VON DER OSTEN (op. cit.), reconoce esta unidad en el subsuelo del campo Sinco de la cuenca de Barinas, caracterizada por arcillas arenosas multicoloreadas, amarillo, azul y verde y por areniscas cuarzosas, de grano fino a grueso, micromicáceas y ligníticas y que por aumento de granos de caliza, esquistos micáceos y granito, toman un falso aspecto arcósico. AGUASUELOS (op. cit.) menciona intervalos arenáceos blandos de color gris, arenas de colores predominantemente verdes a verde azulados, arcilitas grises que meteorizan a rosado, arcilitas negras, arenas subconglomeradas y conglomerados de grano fino a grueso (cantos de 7 cm de diámetro) hasta dos metros de espesor. Las capas arenosas llegan hasta 15 m de espesor, son muy micáceas, tienen intra-clastos de arcilla, laminación y estratificación cruzada y festoneada, impresiones de hojas fósiles, abundantes minerales pesados. La formación, en su globalidad, representa el intervalo molásico principal derivado del rápido levantamiento de Los Andes de Mérida. Es una unidad de ambiente continental, donde sólo se conocen restos de materia orgánica. PIERCE (op. cit.) menciona huellas de icnofósiles (crustáceos?), rellenas por areniscas, que sugieren ambientes de agua dulce a salobre. La Formación Río Yuca constituye una molasa depositada, en su parte inferior, en un ambiente de marismas o lagunas costeras; el resto de la formación se caracteriza por un ambiente continental de ríos meandreantes y entrelazados de baja velocidad (AGUA SUELOS, op. cit.). Espesor: MACKENZIE (op. cit.), estima un espesor de unos 3000 m en la localidad tipo. Según PIERCE (op. cit.), en el subsuelo alcanza sólo 2300 m, VON DER OSTEN (op. cit.,) señala un espesor promedio de 1200 m. Relaciones de campo: El contacto inferior con la Formación Parángula varía de discordante a concordante, de acuerdo al área. El contacto superior es una discordancia angular con rocas de la Formación Guanapa o sedimentos recientes. En el subsuelo, no hay evidencia litológica ni estructural de discordancia con Parángula (KISER, 1997). Fósiles: COLLINS (en PIERCE 1960), identificó una pereza gigante, Prepotherium venezuelanum, proveniente de estratos basales de esta formación, en el río Tucupido. AGUASUELOS (op. cit.,) identifica fósiles retrabajados y los Compositae que aparecieron en el Mioceno temprano, y el Fenestrites, que es del post-Mioceno medio. Edad: Con base a su posición estratigráfica, se le asigna una edad Mioceno tardío-Plioceno. Correlación: La Formación Río Yuca equivale cronológicamente a la Formación Betijoque del estado Táchira y la Formación Guamacire en Lara. 924 Importancia económica: Las arenas, areniscas y conglomerados, son utilizados en la industria de la construcción. INFORMAL RIOLÍTICA, ASOCIACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Cojedes. MARTÍN BELLIZZIA (1961) introduce este término informal para designar y describir en detalle un extenso conjunto de rocas riolíticas que constituyen la parte inferior de su Grupo Volcánico de Guacamayas, en el macizo de El Baúl, estado Cojedes. El nombre es informal, tanto por no ser geográfico, como por emplear inadecuadamente el término "asociación", acuñado en años recientes para designar la unidad de rango inmediatamente superior al grupo. Se retiene provisionalmente para designar esta unidad de rango formacional, en espera de una nomenclatura formal adecuada. Las subdivisiones de la Asociación Riolítica son válidas con categoría de miembros. La unidad ocupa todo el flanco norte de la fila de Guacamayas y forma las filas de El Corcovado y Teresén y el cerro Mendozero, con un espesor máximo de 40 m, que disminuye hasta desaparecer por debajo de los aluviones, al sureste del macizo. Incluye corridas de lavas con estructura perlítica, de textura y color variables, intercaladas con tobas de ceniza, aglomerados y cenizas tobáceas, tobas de flujo líticos y de cristales, y desarrollos locales de aglomerados volcánicos muy gruesos. Las unidades piroclásticas aumentan de espesor al norte, noreste y sureste, al tiempo que las lavas adelgazan en la misma dirección, lo cual permite postular una fuente principal de suministro en la parte surcentral del macizo, o un depósito de avalancha del tipo "nuées ardentes". Las relaciones estratigráficas permiten separar tres episodios volcánicos con sus respectivos equivalentes piroclásticos, que dé más antigua a más joven se han designado: Riolita de El Corcovado, Riolita de Casupal y Riolita de Valle Hondo. La asociación está en contacto discordante y localmente erosional con la Asociación Latita Cuarcífera, más joven. En su base está en contacto discordante o de falla con la Formación Cañaote del Grupo El Barbasco; se considera que sus rocas cubrieron originalmente zonas más extensas que las de afloramientos actuales. VÁLIDO ROBLECITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío Oligoceno) Estado Guárico. Referencias: HEDBERG (1950-a) suministra una descripción breve de la "lutita de Roblecitos". Posteriormente, PATTERSON y WILSON (1953) describen la unidad en 925 mayor detalle, con el nombre de "Roblecito" con base a estudios detallados en el subsuelo, en los campos petrolíferos de Las Mercedes, estado Guárico. Autores posteriores aceptaron esta nueva unidad, pero en sus recopilaciones sobre la subcuenca del Guárico correlacionaron erróneamente las lutitas de Roblecito y areniscas de La Pascua, infrayacentes, con las lutitas de Quebradón y areniscas de Naricual ("Batatal"), expuestas hacia el norte. Este error aparece en los cuadros de MENCHER et al. (1951, 1953), YOUNG et al. (1956), RENZ (1957) y RENZ et al., (1958 1963), como también en las referencias textuales. El primer paso hacia la rectificación fue tomado por QUARFOTH y CAUDRI (1961), quienes sugieren la edad Eoceno-Oligoceno para las lutitas de Roblecito y Eoceno para las areniscas de La Pascua. Según esta interpretación, las dos unidades obviamente no eran correlativas de la secuencia oligo-miocena de las formaciones Naricual y Quebradón. Posteriormente, PEIRSON (1963) afirma que la Formación Roblecito se extiende por debajo de las formaciones Naricual y Quebradón, tal como se observa en el núcleo del anticlinal de Guarúmen. Además, este autor extiende el reconocimiento de la unidad a la zona de corrimientos en el frente de montañas del estado Guárico, y emplea el nombre para designar afloramientos dispersos de lutitas microfosilíferas del Eoceno-Oligoceno, que apenas habían sido mencionadas en la literatura previa. PEIRSON (1965) presenta evidencia adicional en apoyo de la correlación propuesta, aceptada en el Cuadro de Correlación (SVIP, 1963) y por SALVADOR (1954-b). A pesar de considerarse como innovación, el criterio de PEIRSON es muy similar al de PATTERSON y WILSON, ilustrado en sus diagramas de bloques (1953), que no fue tomado en cuenta por los autores posteriores. Localidad tipo: La sección tipo de la Formación Roblecito, según la definición de PATTERSON y WILSON, está en los campos petrolíferos de la región de Las Mercedes pero no se designó pozo tipo. El nombre se presume derivado de la población de Roblecito, cerca del campo Las Mercedes, estado Guárico. Extensión geográfica: La formación se presenta en el subsuelo en la mayor parte de la subcuenca de Guárico y aflora en el sector noroccidental. También hay afloramientos interrumpidos en la zona de corrimientos (Complejo de Chacual) del frente de montañas de Guárico. Descripción litológica: La unidad se compone principalmente de lutitas marinas, de color gris oscuro a negro. Cerca de la base y del tope contiene a veces lenguas de arenisca. Los registros eléctricos (curvas ampliadas de resistividad normal) muestran abundantes picos, relacionados con capas limolíticas y arcilitas, que pueden seguirse con precisión sobre distancias largas. Estas se presumen indicativas de la sedimentación notablemente uniforme y tranquila de las lutitas. Espesor: Las lutitas de la Formación Roblecito forman una gran cuña sedimentaria que aumenta de espesor uniforme y rápidamente hacia el norte-noroeste. PATTERSON y WILSON (1953) sugirieron un engrosamiento desde cero hasta 2150 metros a través de la cuenca. PEIRSON (1963, 1965) señala la presencia de las biofacies más profundas de la 926 formación al norte del frente de montañas corrido, lo cual sugiere que el eje sedimentario se encontraba allí y que pudo haberse depositado un espesor de unos 2500 metros de lutitas en esa zona. Relaciones de campo: En la subcuenca del Guárico las lutitas están en contacto transicional diacrónico con areniscas transgresivas infrayacentes (Formación La Pascua) y areniscas regresivas suprayacentes (Formación Chaguaramas del subsuelo y formaciones Naricual y Quebradón de la superficie). Las zonas de contacto se identifican por la interdigitación de arena y lutita. En el frente de montañas la formación es concordante sobre la Formación Peñas Blancas. En todos los afloramientos conocidos, su tope está muy truncado por la erosión. Fósiles: QUARFOTH y CAUDRI (1961) señalan afinidades eocenas en las faunas de foraminíferos de la formación en el subsuelo, pero su evidencia no es convincente debido a la ausencia de ilustraciones y nombres específicos. PEIRSON (1965) menciona faunas de la Zona de Globigerina ciperoensis a un nivel sobre los 1040 metros por encima de la base, y postuló la presencia de capas del Eoceno tardío en el intervalo infrayacente, de gran espesor. En los afloramientos en el frente de montañas, el mismo autor menciona faunas de edad definitivamente Eoceno tardío, que incluyen Globorotalia centralis, G. spinuloinflata, Clavigerinella jarvisi, Bulimina jackonensis y Buliminellita parva, como también conjuntos correspondientes a la Zona de G. ciperoensis. LAGAAIJ (1963) señala la presencia del briozoario Cupuladria canarienses, que también se reconoce en la Formación Areo. Edad: Eoceno tardío a Oligoceno. Correlación: La parte de la Formación Roblecito blanco arriba en la subcuenca de Guárico es correlacionable en la Formación Areo de Monagas y Anzoátegui; mientras que la porción más cuenca adentro (hacia el norte) de la unidad se correlaciona con facies más someras, hacia el sur representadas por las partes superior de la Formación La Pascua e inferior de la Formación Chaguaramas. VÁLIDO ROBULUS WALLACEI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. RENZ (1948) establece esta zona en el Grupo Agua Salada, como subdivisión inferior del piso Acostiense, y la divide en las Zónulas de Uvigerina gallowayi basicordata, inferior, y Planularia venezuelana Saracenaria senni, superior. La zona tiene 54 m de espesor en el Miembro de Arcillas de Menecito de la Formación San Lorenzo. Ha sido mencionada posteriormente por PETTERS y SARMIENTO (1956) en Colombia y por BLOW (1956, 1959), quien la correlaciona con partes de sus zonas de Catapsydrax stainforthi y Globigerinatella inssueta/Globigerinoides triloba. 927 VÁLIDO ROBULUS SENNI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. RENZ (1948) establece esta zona en el Grupo Agua Salada, como parte inferior del Piso Luciense superior, en Falcón oriental. Es concordante con la zona infrayacente de Marginulinopsis bassispinosus (Luciense inferior) y con la Zónula suprayacente de Vaginulinopsis superbus-Trochammina cf. pacifica. Corresponde a parte del Miembro de Arcillas de Huso de la Formación Pozón. La zona fue mencionada posteriormente por C. PETZALL (1959) y VALLENILLA (1961) en la Formación Caujarao, y por BLOW (1959) en el camino Pozón-El Mene de Acosta, quienes señalaron la dificultad de su reconocimiento fuera de la sección tipo debido a la influencia de factores ecológicos. De acuerdo con las determinaciones más recientes (CATI et al., 1968) la zona corresponde al Mioceno tardío. Sinónimos parciales del término son la parte superior de la zona A-1 de SENN (1935) y la parte superior de la zona 4 de CUSHMAN y RENZ (1941). INFORMAL ROCAS VERDES, DIVISION DE LAS PRECRETÁCICO Estado Nueva Esparta. HESS y MAXWELL (1949) distinguen, dentro del Grupo Juan Griego, un intervalo inferior que llamaron "División Cuarzosa" y un intervalo superior, denominado "División de las Rocas Verdes" (Greenstone Division). TAYLOR (1960) establece que esta última ocupa en realidad la base del grupo e introdujo para designarla el nombre de Anfibolita de Paraguachí. Este nombre no ha tenido aceptación posterior, debido a que la complejidad petrológica de las rocas del intervalo, así como su carácter predominantemente esquistoso, no se ajustan a su clasificación como anfibolita. JAM y MÉNDEZ (1962) y GONZÁLEZ DE JUANA (1968) denominan el intervalo "Grupo de los Esquistos Verdes", término mejor ajustado a la petrología observada y a la designación original. El Comité de Redacción del Léxico Estratigráfico de Venezuela considera que el término "Anfibolita de Paraguachí" es inadecuado para designar esta secuencia tan compleja; el de "Grupo de los Esquistos Verdes", aparte de ser indeseable por no geográfico, conduce a confusión con la facies metamórfica del mismo nombre. Por estos motivos, se ha retenido el nombre original de HESS y MAXWELL (1949) con categoría de informal, hasta que nuevos estudios establezcan una nomenclatura formal adecuada. 928 La unidad aflora en Margarita nororiental al norte de El Portachuelo, hasta la Playa de Pedro González por el noroeste y la región de Manzanillo por el noreste; no se han reconocido afloramientos de la unidad en la península de Macanao. Litológicamente se distinguen varias unidades cuyas relaciones mutuas no se han determinado aún. En general, la unidad es un conjunto de esquistos de color verde (esquistos hornabléndicos y glaucofánicos y anfibolitas), de grano fino a medio y foliación delgada, intercalados con gneis de grano fino. TAYLOR (1960), como también HESS y MAXWELL (1949), señalaron los siguientes conjuntos mineralógicos: (1) esquistos feldespático (albita)hornabléndico-clinozoisíticos; (2) esquistos cuarzo-hornabléndico-clinozoisíticos; (3) anfibolitas hornabléndico-granatíferas; (4) gneis hornabléndico-clinozoicítico; (5) gneis hornabléndico-cuarzo-albítico-feldespático; (6) esquistos albítico-epidótico-cloríticomuscovíticos. TAYLOR (op. cit.,) mencionó además una asociación de esquistos verdes metavolcánicos con metaftanitas negras, para la cual propuso el nombre de Miembro Metavolcánico de Manzanillo de la Anfibolita de Paraguachí, cuya posición no definió en el texto, pero que colocó en el tope de la secuencia en el mapa. Las Rocas Verdes exhiben localmente el grado metamórfico más alto observado en Margarita, correspondiente a la facies de la anfibolita de TURNER. INFORMAL ROBULUS NUTTALLI- CIBICIDES MANTAENSIS, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. En su zonación, a base de foraminíferos bentónicos, del Grupo Agua Salada, estado Falcón, RENZ (1948) indica la subdivisión de la Zona de Siphogenerina transversa en dos zónulas, de las cuales ésta es la superior, sin descripción textual. Véase: SIPHOGENERINA TRANSVERSA ZONA DE. INVÁLIDO ROJA VIEJA, SERIE PALEOZOICO-MESOZOICO Estado Mérida. LIDDLE (1928) introdujo el término en inglés de "Old Red Series" para designar rocas incluidas hoy en la secuencia Sabaneta-Palmarito-La Quinta. Su traducción al castellano: "Serie Roja Vieja", ha sido publicada únicamente en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956). 929 Véanse: LA GE, GRUPO; SABANETA, FORMACIÓN y LA QUINTA FORMACIÓN INVÁLIDO ROJA, FORMACIÓN MESOZOICO Estado Mérida. OPPENHEIM (1937-a) emplea este nombre ("Red Formation") para designar rocas pertenecientes a la Formación La Quinta de uso actual, expuestas en los bordes de la cordillera de Los Andes, al oeste entre Mérida y "Estanque" (=Estanques), al sur de la carretera Trasandina de San Cristóbal a La Grita, y al este en la región entre Mucutuy, Mucuchachí y el curso superior del río Caparo. El término es inaceptable en la nomenclatura formal por su derivación no geográfica. Véase: LA QUINTA, FORMACIÓN INVÁLIDO RONDÓN MESA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario) Estado Monagas. SCHUCHERT (1935) utiliza esta versión errónea de la Formación Rondón de LIDDLE (1928; 1946). INVÁLIDO RONDÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario) Estado Monagas. LIDDLE (1928, 1946) describe con este nombre algunas capas abigarradas en rojo y blanco, no consolidadas, que afloran en la Mesa de Rondón en Monagas septentrional. Su descripción tipo parece aplicable a la Formación Mesa de uso actual, pero también incluye claramente otras unidades expuestas en el extremo occidental de Guárico. MANGER (1932, p. 31-32) empleó el término para abarcar gran parte de la Formación Las Piedras. Los autores posteriores han rechazado el nombre, que sólo ha sido mencionado en breves resúmenes históricos (HADLEY, en LEV, 1956; DE SISTO, 1961; SALVADOR, 1964-b). 930 INVÁLIDO RORAIMA, CAPAS DE, SERIE, FORMACION PRECÁMBRICO Estados Bolívar y Amazonas. Los términos Serie, Capas de y Formación han sido sustituidos por el de Grupo Roraima de uso actual. Véase: GRUPO RORAIMA VÁLIDO RORAIMA, GRUPO. PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: DALTON (1912) introduce el nombre de "capas de Roraima" para designar una secuencia de sedimentos continentales, originalmente descrita como la Formación de Areniscas por BROWN y SAWKINS (1875), que aflora en la región limítrofe entre Venezuela, Guayana Británica (hoy Guyana) y Brasil. Posteriormente, TATE y HITCHCOCK (1930) la describen en el cerro Duida, en el Territorio Federal Amazonas (hoy estado Amazonas). AGUERREVERE et al. (1939) en Venezuela y MARTIN-KAYE (1952) en Guayana Británica (hoy Guyana), asignaron rango formacional a la unidad. En la región de Santa Elena de Uairén, REID (1973) la eleva al rango de grupo y la subdivide en cuatro formaciones (Uairén, Cuquenán, Uaimapué y Matauí). BRICEÑO et al (1989) incluye a la Formación Ichún, con carácter local, en la parte basal del grupo, en sus afloramientos en el tepuy Ichún, situado en la parte surcentral del estado Bolívar. El rango de grupo para la unidad es hoy, de uso generalizado por diversos autores; sin embargo, las formaciones que la constituyen, en su localidad tipo, no han sido reconocidas todavía hacia el oeste, en el estado Amazonas, donde GOSH (1985) intenta una subdivisión informal de la unidad. KEATS (1973) y GHOSH (1977, 1978, 1985) hacen un análisis sedimentológico del Grupo Roraima en Guyana y en el Estado Amazonas, respectivamente. LOPEZ et al. (1946) y GHOSH (1977), publican estudios petrográficos detallados de las rocas de la unidad. Otros autores que han aportado detalles adicionales incluyen: LIDDLE, (1946); BELLIZIA (1957); YANEZ, (1972), GANSSER, (1954, 1974); GIBBS y BARRON, (1983); y GRUPO CIENTÍFICO CHIMANTA (1986). Localidad tipo: Cerro Roraima, en el extremo suroriental de Venezuela, en el área de la Gran Sabana del estado Bolívar, colindante con Brasil y Guyana. Extensión geográfica: La unidad se extienden por 1500 km (GHOSH, 1977) desde el Cerro Sipapó, al oeste en el estado Amazonas, hasta Tafelberg, en Suriname al este. KEATS (1973) y GANSSER (1974) estimaron que la sedimentación original del Grupo Roraima se extendió sobre una área mínima de 250000 km2. Los afloramiento principales del Grupo Roraima están ubicados en la región de Gran Sabana, Venezuela oriental, 931 extendiéndose hacia Guyana centro occidental y la parte norte de Brasil, y cubre un área de 73000 km2 (KEATS, 1973). En el estado Amazonas, el Grupo se encuentra en forma de tepuis aislados, entre los cuales los más conocidos son: Sipapó (incluyendo Autana y Cuao), Parú, Morrocoy, Duida, Yacapana y, en el extremo sur del país, los cerros Neblina, Avispa y Aracamuni. GANSSER (1974) propone extender los sedimentos del Grupo Roraima (Formación Roraima, según él) hacia el oeste en los llanos de Colombia, para incluir varias mesas muy similares, en su litología y forma geomórficas, a los tepuis típicos del escudo Guyanés. Estas mesas son Macarena, San José, Yambi, Aracaucara, entre otras, y varían en edades entre Paleozoico y Cretácico. La más cercana de estas mesas (Mapiripán) está aproximadamente a 500 km del cerro Sipapó (estado Amazonas), el tepuy más occidental en el escudo Guayanés. Descripción litológica: Los capas casi horizontales y en posiciones normales, son principalmente cuarzo arenitas con menores proporciones de areniscas feldespáticas, lutitas y tobas volcánicas silicificadas. En el área tipo, han sido descritas cuatro formaciones que de base a tope son: Formación Uairén (850 m de espesor): conglomerados y areniscas con estratificación cruzada, algunas lutitas y una capa superior delgada (2-4 m) de laterita hematítica, Formación Cuquenán (50-100 m): lutitas de color variable, probablemente discordante sobre la Formación Uairén, Formación Uaimapué (250 m): secuencia de conglomerado basal, gradando hacia arcosa con intercalaciones de jaspe y ftanitas (rojas y verdes) con estratificación cruzada, y Formación Matauí (600 m): cuarzo arenitas de grano fino, con abundantes estructuras sedimentarias, tales como estratificación cruzada, laminación paralela y rizaduras. Localmente en la parte basal de la unidad se encuentran rocas volcánicas ácidas (Formación Ichún). En el estado Amazonas no han sido reconocidas aun las formaciones arriba señaladas, y la unidad tampoco ha sido subdividida formalmente. Según GHOSH (1985), la secuencia en el Amazonas aparentemente no contiene rocas jasperoideas tobáceas, ni conglomerados, ni cuerpos de arcosa, que son tan abundantes en la Gran Sabana, Brasil y Guyana. Además, en Amazonas, la unidad muestra mucha variación lateral, tanto que las secciones expuestas en cerro Parú, cerro Sipapó y cerro Yapacana no se correlacionan entre sí. En Sipapó la unidad está representada por una secuencia monótona de areniscas cuarzosas a feldespáticas de grano fino a medio y de estratificación delgada, en la cual GHOSH (op. cit.,) reconoce tres unidades litológicas informales distintas. En contraste, la sección de cerro Parú es menos arenácea; contiene capas espesas de lutita y lechos ricos en arcilla con laminación microscópica de carbonatos. Aquí la sección es también divisible en tres unidades, pero las litologías no correlacionan con las de Parú. Espesor: REID (op. cit.,) estima un espesor de 100 m en la localidad tipo, mientras que, según GIBBS y BARRON (1983), el espesor allí es alrededor de 2500 m. VAN DE PUTTE (1972) cita un espesor de 5000 m del Grupo Roraima en el estado Bolívar. BRICEÑO (1983), corrobora esta cifra basado en su estudio en la hoya media del río Caroní, Estado Bolívar. En área adyacente dentro y fuera de Venezuela, el espesor de estos sedimentos es variable. KEATS (1973) en Guyana, subdivide el Grupo Roraima en diez unidades distintas, cuyo espesor total se estima por el orden de 2250 m. Además, KEATS (op. cit.,) observa que existe un espesor adicional de 1500 m de una secuencia superior, la cual está 932 mejor desarrollada en Venezuela. Esto implica que de la secuencia total de 3750 m del Grupo Roraima, sólo 2380 m están expuestos en el estado Bolívar de Venezuela. Hacia el Sur, GANSSER (1974) estima un espesor de 1600 a 3000 m, en Brasil cerca de la frontera con Venezuela. Mucho más al oeste del área tipo, GHOSH (1977) ha citado un espesor de 1200-1400 m en las áreas de cerro Sipapó y Parú en el estado Amazonas. Relaciones de campo: El Grupo Roraima suprayace discordantemente sobre diversos basamentos: el granítico-gnéisico del Complejo de Supamo, el metamórfico del Supergrupo Pastora, y los metasedimentos y metavolcánicas de los Grupo Cuchivero y Botanamo en el estado Bolívar. Basamentos equivalentes en Brasil y Guyana incluyen rocas del Supergrupo Uatuma, tales como las formaciones Surumú y Kuyuwini, respectivamente (GIBBS y BARRON, 1983). En el estado Amazonas, suprayacen al basamento representado por el Granito de Parguaza, Granodiorita de Sipapó, Granito de Santa Rosalía, ignimbritas de la Formación Caicara y gneises graníticos (tipo Supamo). La unidad ha sido intrusionada por diversos cuerpos tabulares de diabasa, en forma de sills y diques (BELLIZZIA, 1957). En el escudo de Guayana no se conocen formaciones más jóvenes descansando directamente sobre el Grupo Rorairna. El metamorfismo de carga de bajo grado que afectó a las rocas del Grupo Roraima, sugiere que un espesor relativamente grande ha sido removido (GHOSH, 1977; URBANI, op. cit. y GRUPO CIENTIFICO CHIMANTA, (op. cit.). Los únicos depósitos sedimentarios geológicamente jóvenes son de aluviones depositados en los valles que separan los macizos montañosos. Fósiles: STAINFORTH (1964) reseñó los hallazgos e identificaciones de polen y esporas fósiles de edad Cretácico-Mioceno, en las lutitas del Grupo Roraima. Sin embargo, GANSSER (1974) observó que las muestras de lutitas fueron contaminadas por fósiles jóvenes, movilizados a lo largo de una importante y extensa superficie de planación ("Superficie Kopinang de edad Cretácico tardío a Terciario inferior"). Edad: La edad del Grupo Roraima ha sido determinada en forma relativa, por métodos radiométricos en rocas ígneas intrusivas (diabasas) y tobas asociadas en el Grupo (GHOSH, 1977, 1978). Tales edades, dentro del Grupo Roraima en Venezuela Oriental, Brasil, Guyana y Suriname, oscilan entre 1700-1800 Ma (SNELLING et al., 1969). Se ha propuesto que el Grupo se hace más joven de este a oeste (GANSSER, 1974; GHOSH, 1977, 1978, 1985). En realidad, dataciones sobre el basamento de Granito de Parguaza y su facies cogéneticas (entre 1350 a 1550 Ma) por GAUDETTE et al. (1977) y BARRIOS et al. (1981), apoyan esta interpretación. GANSSER (1981) propone incluir los sedimentos más jóvenes del Cretácico y Paleoceno, de los tepuis situados en los llanos colombianos, dentro del Grupo Roraima. Correlación: La unidad se correlaciona con la secuencia Kaieteur (hoy Formación Roraima en Guyana) expuesta en la sierra Pakaraima en Guayana y con la Formación Roraima reconocida en Suriname, y formaciones Roraima y Urupi en Brasil. GANSSER (1974) propone extender la correlación al oeste en Colombia, para incluir sedimentos de tepuis de edad Cretáceo. MENDOZA (1974) sugiere una correlación provisional con la Formación 933 Cinaruco, pese a las diferencias en metamorfismo que podrían ser consecuencia de condiciones tectónicas diferentes. GHOSH (1985) sostiene que las rocas de Cinaruco y de Roraima representan ambientes de sedimentación similar, pero las consideraciones petrológicas y de metamorfismo sugieren que Cinaruco debe ser significativamente más viejo que Roraima. INFORMAL ROTALIA BECCARII, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este término fue empleado por YOUNG (1958) para designar la zona faunal correspondiente a la Formación La Rosa en los distritos Urdaneta y Perijá, estado Zulia. INVÁLIDO ROTARIA BECCARII y ELPHIDIUM POEYANUM, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Según RENZ (1948), esta zona mencionada por CUSHMAN y RENZ (1911) sin definición, equivale a su zónula de Elphidum poeyanum-Reussella spinulosa. Véase: ELPHIDUM POEYANUM-REUSSELLA SPINULOSA, ZÓNULA DE INVÁLIDO RUBIO, CAPAS DE, HORIZONTE DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. Estos nombres en desuso fueron empleados para designar sedimentos de la Formación La Luna por GERHARDT (1898) y citados ocasionalmente en recopilaciones posteriores. Véase: LA LUNA, FORMACIÓN. 934 S INFORMAL "S-A" a "S-G", ARENAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. Según DE SISTO (1962), las arenas de la "Zona de Sigmoilina" de la Formación La Pica, en el área mayor de Santa Bárbara, se designan S-A a S-G en orden descendente; en el campo petrolífero de Mulata se emplean los mismos términos, salvo que S-A y S-B pasan a ser SU-1 y SU 2. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. VÁLIDO SABANA LARGA, BRECHA ÍGNEA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Cojedes. Referencias: MENÉNDEZ (1965) introdujo este término para designar rocas intrusivas en la parte superior, ftanítica, de la Formación Querecual en la región de El Tinaco. Localidad tipo: Caserío Sabana Larga, estado Cojedes. Extensión geográfica: A partir de un punto situado inmediatamente al este de la población de El Tinaco, se extiende por unos 20 km de distancia en sentido general este-oeste. Descripción litológica: La brecha, de color verde amarillento a verde oscuro, consiste en más de un 95%, de fragmentos ígneos embebidos en una matriz afanítica fragmental. Los fragmentos de granularidad más gruesa suelen ser de diorita piroxénica; los fragmentos sedimentarios son escasos, generalmente de calizas y especialmente ftanitas de la Formación Querecual. En la zona brechada, también se observan algunos restos del Complejo de El Tinaco. En general, la variación en la granularidad de los fragmentos individuales, a través de la sección expuesta de la brecha intrusiva, se asemeja a las intrusiones normales no brechadas; la granularidad, el tamaño y la redondez de los fragmentos aumentan con la lejanía del contacto intrusivo. Los fragmentos afaníticos y de grano fino siempre se presentan cerca del contacto, y la diorita piroxénica de grano grueso cerca del contacto es excepcional. La diorita contiene una augita (endiópsido) con una separación basal acentuada. Relaciones de campo: Sólo aflora el contacto inferior, intrusivo y concordante, con la Formación Querecual. Localmente la brecha corta a la formación, y se encuentra recubierta con discordancia por la Formación Orupe. 935 Edad: Cretácico tardío: post-Coniaciense a pre-Maestrichtiense superior. Correlación: La brecha de Sabana Larga se correlaciona con la Diorita Piroxénica de Platillón. INVÁLIDO SABANETA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre informal, publicado por GARNER (1926) para designar calizas, arcillas y lutitas expuestas cerca de Sabaneta, estado Falcón, es sinónimo parcial de la Formación Urumaco. Véase: URUMACO, FORMACIÓN. VÁLIDO SABANETA, FORMACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero tardío-Pérmico temprano) Estado Mérida. Referencias: OPPENHEIM (1937) propuso el nombre Grupo Sabaneta, para designar una unidad supuestamente cretácica. KUNDIG (1938) mencionó la presencia, por debajo del Grupo Palmarito, de un intervalo de areniscas muy duras, rojas a verdosas, llamado no oficialmente Grupo Sabaneta. KEHER (1938) llamó Grupo o Serie Sabaneta, a una secuencia igualmente paleozoica. LIDDLE (1946) atribuyó la Serie Sabaneta al Paleozoico. SUTTON (1946) mencionó el nombre en el sentido original de OPPENHEIM. GONZÁLEZ DE JUANA (1951), llamó Formación Sabaneta, a la secuencia infrayacente a la Formación Palmarito. PIERCE et al., (1961) describieron la unidad detalladamente en trece localidades en Los Andes venezolanos. Las Compañías SHELL y CREOLE (1964) aportaron información adicional sobre la unidad, y la dividieron en dos miembros, descritos posteriormente en detalle por ARNOLD (1966). BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) consideran que la Formación Sabaneta es la base del Paleozoico temprano no metamorfizado, que constituye la cobertura sedimentaria (supraterreno) del Terreno Mérida. Localidad tipo: Camino de Santa Bárbara de Barinas a Mucuchachí, en una desviación hacia el este que pasa por Palmarito y La Aguada, estado Mérida (Hoja Nº 5939, escala, 1:100.000, Cartografía Nacional). ARNOLD (1966) propuso como sección de referencia, aquella que aflora en el curso inferior del río Aricagua, afluente del Caparo, más completa que la sección tipo. 936 Extensión geográfica: La unidad aflora esporádicamente en Los Andes; los mejores afloramientos se encuentran ubicados en una franja de unos 12 km de ancho, al norte del río Caparo. Otras áreas de afloramientos se encuentran en los alrededores de la ciudad de Mérida, carretera hacia Jají y en la carretera que va del páramo de La Negra hacia La Grita, estado Táchira. Descripción litológica: La Formación Sabaneta es una secuencia de areniscas gruesas a guijarrosas, de color gris a marrón, que pasan hacia arriba a una intercalación de limolitas y areniscas de color rojo a rojo violeta. El miembro inferior (Clástico de ARNOLD, 1966) consiste de areniscas macizas de grano grueso a guijarrosas, de color amarillento a marrón, con cantidades menores de lutita carbonácea gris; la mayoría de las areniscas muestra estratificación cruzada de ángulo alto; hacia la parte superior del miembro hay un nivel conglomerático con cantos de granito, cuarcita y cuarzo, en capas de hasta 15 metros de espesor. El miembro superior (Capas Rojas de ARNOLD, 1966), es una intercalación de areniscas marrones a rojas y limolitas de color rojo violeta; hacia el tope, aumenta la fracción fina y la unidad pasa transicionalmente a sedimentos limosos y calcáreos de la Formación Palmarito. En las cercanías de Mérida, la formación es una brecha de peñones de 900 m de espesor, recubierta por una secuencia de areniscas y conglomerados, con secuencias de afinamiento hacia arriba; la brecha contiene abundantes bloques angulares de filitas de la Formación Mucuchachí. En algunas localidades, la unidad exhibe metamorfismo de bajo grado, con el desarrollo de pizarras en los intervalos de grano fino. Algunos diques de dolerita y diorita cortan la formación en diversos sitios. MARECHAL (1983), señala que la unidad se dispone en dos bandas paralelas a la cadena: una al norte del río Chama y la otra al sur de Mucuchíes; la banda ubicada al norte del Chama o facies septentrional, llamada facies Mérida, se distingue de la banda, al sur de Mucuchíes, por su carácter más grueso y brechoide. La Formación Sabaneta, es una formación terrígena de origen continental, caracterizada por marcados cambios de facies, y se relaciona en su distribución, con su carácter de depósitos piemontinos en forma de cuña, que se adelgazan rápidamente. Espesor: En la sección del río Aricagua, se mencionan espesores de hasta 3360 m, probablemente el mayor conocido para la unidad (Compañías SHELL y CREOLE, 1964; ARNOLD, 1966). Relaciones de campo: La unidad es discordante sobre rocas del Paleozoico inferior. El contacto superior se mencionan como transicional a la Formación Palmarito; cerca de Mérida existe un contacto de falla con la Formación La Quinta del Jurásico. Fósiles: En la parte superior de la unidad se han mencionado concreciones de algas. ARNOLD (1966) cita el hallazgo de un molde externo de gasterópodo (molusco), en la sección del río Boconó, a unos 270 m por encima de la base de la formación. Investigaciones palinológicas realizadas en la unidad, arrojaron resultados positivos. 937 Edad: Con base a las determinaciones palinológicas y a su posición por debajo de la Formación Palmarito, la unidad es considerada de edad Carbonífero superior-Pérmico temprano. Correlación: Las correlaciones de la unidad no son del todo claras. Según SHAGAM (1977) sería un equivalente lateral de la Formación Mucuchachí (MARECHAL, 1983). La pretendida correlación con la Formación Tinacoa no es válida, ya que esta última unidad es de edad Mesozoico (ODREMÁN y BENEDETTO, 1977). Sinonimia: La unidad es sinonimia de Grupo o Serie Sabaneta. Asimismo, su parte superior es sinónima de Facies Mérida. INVÁLIDO SABANETA, GRUPO, SERIE PALEOZOICO (Carbonífero) Estado Mérida. OPPENHEIM (1937-a, b) llamó Grupo Sabaneta a estratos que consideró como cretácicos, expuestos en la región de Sabaneta, estado Mérida. KEHRER (1938-a, b) empleó los términos "Grupo" y "Serie" Sabaneta para designar areniscas y lutitas duras, en parte muy similares a las capas rojas de la Formación La Quinta, infrayacente a la caliza de Palmarito en el camino de Palmarito-Sabaneta. Los términos han sido sustituidos por el de Formación Sabaneta. Véase: SABANETA, FORMACION. INVÁLIDO SACACUAL, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Estado Monagas. Este nombre fue publicado originalmente por HEDBERG y PYRE (1944, p. 24-25), y junto con el de Formación Las Piedras, publicado por GONZALEZ DE JUANA (1946), se empleó en informes inéditos durante muchos años. Los dos términos eran indiscutiblemente sinónimos y designaban en términos generales, al manto de depósitos continentales del Mio-Plioceno, concordantemente suprayacente a las formaciones Freites y La Pica en la mayor parte de la subcuenta de Maturín, y transgresiva sobre formaciones más antiguas hacia el norte y el oeste. Durante muchos años se emplearon indiferentemente ambos términos, hasta que DE SISTO (1961-c) publicó una revisión de la terminología, aplicada a las formaciones principalmente terrestres del Terciario Superior. SALVADOR (1961-a) presentó un análisis crítico de esta terminología, con las siguientes conclusiones: (a) el término "grupo" no se justifica. Las "formaciones" del Grupo Sacacual se basan 938 principalmente en "...variaciones litológicas menores, tenues y muy localizadas, tales como: abundancia relativa de los diversos componentes en una secuencia, por otra parte esencialmente uniforme, contenido de minerales pesados, presencia o ausencia de discordancias angulares o paralelas o interrupciones menores ... hasta ... cambios en la vegetación ... En resumen, el intervalo parece ser esencialmente una unidad litológica básica de composición litológica bastante uniforme, por definición una formación". (b) Pese a que el nombre Sacacual tiene una leve prioridad de publicación, el nombre Las Piedras ha sido empleado corrientemente en una área mucho más amplia, tal como se demuestra en un mapa. Sobre esta base, SALVADOR propuso retener el nombre Formación Las Piedras y rechazar el de Sacacual por ser un sinónimo innecesario. Véase: LAS PIEDRAS, FORMACIÓN. VÁLIDO SALOMÓN, MIEMBRO (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estado Anzoátegui. El Miembro Salomón, fue publicado originalmente por HEDBERG y PYRE (1944) como constituyente de la Formación Santa Inés, unidad invalidada por SALVADOR (1964-b). Fue incluido como miembro de la Formación Quiamare en el cuadro de correlación de YOUNG et al., (1956), criterio mantenido por autores posteriores. La unidad posee 1300 m de espesor en su área tipo, y consiste principalmente de arcilitas abigarradas oscuras, con suficientes capas duras de areniscas y conglomerados de guijarros ftaníticos, como para sostener una topografía escabrosa. Considerado como de extensión horizontal limitada por el CVET (1970) y GONZALEZ DE JUANA et al., (1980), constituye el miembro de mayor extensión geográfica de la Formación Quiamare, según VIVAS y MACSOTAY (1989), reconociéndose desde los alrededores de Santa Inés en el este, hasta Altagracia de Orituco, por el oeste. Unidades como las Formaciones Bruzual, Murgua y Guaribito, son sinónimas por identidad litológica. En Anzoátegui central, el Miembro Salomón suprayace al Miembro Revoltijo, e infrayace al San Mateo (HEDBERG y PYRE, 1944; CVET, 1970). En el norte del estado, el Miembro Salomón presenta relación lateral-transicional y suprayacente con respecto al Miembro El Pilar (VIVAS y MACSOTAY, 1989). En la carretera San José de Guaribe-río Casupo, muy cerca del sitio conocido como Vuelta Grande, se observa una discordancia angular que separa las formaciones Guaribito y Murgua de CAMPOS et al. (1980), las cuales fueron incluidas por VIVAS y MACSOTAY (op. cit.,) en el Miembro Salomón de la Formación Quiamare. Al aceptar la inclusión de los afloramientos de la Formación Murgua en el Miembro Salomón, es claro que esta última unidad aparece en contacto discordante sobre la Formación Quebradón en el área de San José de Guaribe-río Casupo (CAMPOS et al., op. cit.,). De este miembro se han muestreado moluscos de ambiente marino litoral, de edad Mioceno tardío basal (MACSOTAY en CAMPOS y OSUNA, 1977). El ambiente se considera marino - costero a continental subaéreo, con dominio de este último. 939 Véanse: QUIAMARE, FORMACIÓN; BRUZUAL, FORMACIÓN; GUARIBITO, FORMACIÓN y MURGUA, FORMACIÓN. VÁLIDO SANALEJOS, MIEMBRO (Formación Betijoque) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Trujillo. MENCHER et al., (1951) mostraron originalmente esta unidad como formación del Grupo Betijoque. El Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano de Petróleo (SVIP, 1963) la mostró como miembro superior de la Formación Betijoque. El miembro se caracteriza por sus capas muy macizas de conglomerado grueso, prácticamente ausentes en la subdivisión inferior. Véase: BETIJOQUE, FORMACION. VÁLIDO SAN ANTONIO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Anzoátegui. Referencias: En su estudio detallado de la estratigrafía cretácica de Venezuela oriental, HEDBERG (1937-a, b, c) elevó la Formación Guayuta de LIDDLE (1928), mal definida, a rango de grupo, constituida por las formaciones Querecual, inferior, y San Antonio, superior. El empleo de esta nomenclatura al este de la depresión de Barcelona fue aceptado por unanimidad. Hacia el oeste, algunos autores han seguido a RENZ y SHORT (1960), y llamaron Formación Mucaria a la parte superior; otros han extendido el reconocimiento de la Formación San Antonio hacia el oeste, en la misma región de Cojedes y Guárico occidental (PEIRSON et al., 1966). Localidad tipo: Río Querecual, Anzoátegui nororiental, entre los puntos situados a 600 m aguas abajo desde paso Hediondo, y a 150 m aguas arriba desde paso Santa Anita. El nombre se deriva del cerro San Antonio, al norte del cercano pueblo de Bergantín. Extensión geográfica: Parte septentrional de los estados Monagas, Anzoátegui y Guárico. Descripción litológica: La unidad consiste esencialmente de calizas y lutitas negras, como la Formación Querecual, infrayacente, pero además contiene numerosas capas de areniscas auras de color gris claro y de chert. Una característica típica es la presencia de diques anastomósicos de areniscas, analizados detalladamente por LAUBSCHER (1961). Las cantidades y proporciones de areniscas y ftanita son muy variables; en algunos sitios son tan escasas que es imposible diferenciar la unidad de la Formación Querecual. En otros 940 lugares el gran desarrollo de areniscas hace que la Formación San Antonio se confunda con la Formación San Juan, suprayacente (ROSALES, 1960). Relaciones de campo: El contacto con la Formación Querecual, infrayacente, es transicional y se coloca en la capa inferior extreme de arenisca. El contacto con la Formación San Juan, suprayacente, es también transicional, basado en el cambio ascendente a areniscas muy resistentes en capas gruesas, con escasos intervalos delgados de lutitas. Fósiles: Las secciones fines revelan la presencia de foraminíferos planctónicos y también de formas bentónicas, por lo regular ausentes en la Formación Querecual. Se señala la presencia de Siphogenerinoides ewaldi. Edad: Cretácico tardío; post-Turoniense. Correlación: La Formación San Antonio es equivalente lateral estrecho, y hasta cierto punto sinónima, de la Formación Mucaria. En Venezuela occidental su principal equivalente cronológico es la Formación Colón, aunque es más semejante a las formaciones Navay y Burgüita, menos extensas. Sinonimia: La Formación Piedras Azules de KONIGSMARK (1958, 1965) es sinónimo parcial de la Formación San Antonio (Mucaria), por cuya razón ha sido invalidado. INVÁLIDO SAN ANTONIO, SERPENTINITA DE MESOZOICO (Cretácico superior?)-CENOZOICO (Terciario inferior?) 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 deber 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 totalmente 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 emplazadas tectónicamente como mesas sólidas. Según MENÉNDEZ, el corrimiento de San Antonio, y por ende, las serpentinitas asociadas, pueden ser de edad Cretáceo Superior o Terciario Inferior inclinándose por la primera posibilidad. 941 INFORMAL SAN CARLOS, DE RÍO NEGRO GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. MARTÍNEZ (1985) propuso este nombre para designar rocas graníticas porfídicas, que afloran en la población de San Carlos de Río Negro y en la parte media del río Pasimoni, afluente del rio Casiquiare. YÁNEZ et al (1985), RINCÓN y ZERPA (1992) MARTÍNEZ y MARTÍNEZ (1992) y MARTÍNEZ et al., (1992) describieron someramente algunas características litológicas y geomorfológicas de la unidad. El granito es intrusivo en las rocas tonalíticas del área y a su vez es intrusionado por diques aplíticos ricos en biotita. Sus constituyentes mineralógicos esenciales son cuarzo, microclino, plagioclasa sódica y biotita. Su textura es marcadamente porfídica con fenocristales de feldespato potásico hasta de 2 cm de diámetro. Está algo tectonizada y recristalizada. Los granos de cuarzo muestran extinción ondulada y tienen bordes endentados. INVÁLIDO SAN FRANCISCO, ARENA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por GONZÁLEZ DE JUANA (1937-a, b) para designar el Miembro San Francisco de la Formación Socorro, de uso actual. Véase: SAN FRANCISCO, MIEMBRO. INFORMAL SAN FRANCISCO, ARENAS DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) El nombre fue publicado por primera vez por GONZÁLEZ DE JUANA (1937), para designar un intervalo arenoso que formaba el tope de la Formación Socorro en el área de Cumarebo. PAYNE (1951) lo considera como el miembro superior de su Formación Mosquito, nombre que no tuvo aceptación, añadiendo que era el equivalente lateral, al este, de la Caliza de Dividive. WEINGEIST y DUSENBURY (en LEV, 1956) consideran al Miembro de Arenas de San Francisco como la unidad intermedia de la Formación Socorro en el área de Cumarebo, entre los miembros mosquito, por debajo y Portachuelo, por encima. GIFFUNI et al., (1992) sustituyen el nombre de Formación Socorro en el área de Cumarebo por el de Formación Agua Salada según el concepto de DIÁZ DE GAMERO 942 (1985b). La Formación Agua Salada incluye aquí las arenas de San Francisco. Se recomienda asignarle categoría informal, al igual que las otras unidades más antiguas incluidas dentro de la Formación Agua Salada en esta región. El miembro tiene su localidad tipo cerca del pueblo de San Francisco, 5 km al sureste del campo de Cumarebo y consiste de areniscas blandas, de grano fino, ligeramente micáceas, con restos vegetales fósiles, de unos 100 m de espesor cerca de la localidad tipo. Corresponde a la arena más potente y productiva del campo de Cumarebo, identificada como arena 15 (PAYNE, 1951). GIFFUNI (1980), bajo la identificación errónea de arenas de Las Lomas, las describe como areniscas limosas de color marrón naranja interestratificadas con lutitas marrones. Los cuerpos de arena son muy friables, sin estructuras sedimentarias ni estratificación observables en el campo. Petrográficamente corresponden a grauwacas líticas. El espesor medido fue de 344 m. La edad, determinada con base a foraminíferos planctónicos, es de Mioceno medio, parte tardía, Zona de Globorotalia mayeri. Las arenas de la Formación Agua Salada, de las cuales se discriminan 16 en el subsuelo del campo de Cumarebo, fueron productoras de hidrocarburos en esa región. La arena 15, la más gruesa, se identifica con la Arena de San Francisco de la superficie (PAYNE, 1951). DÍAZ DE GAMERO (1996) interpreta las arenas de San Francisco como clásticos de agua profunda, derivados de la parte superior del sistema deltaico representado por la Formación Socorro, al oeste. Este sistema deltaico fue construido por el proto-Orinoco, que drenaba la cordillera Central de Colombia, al oeste, y el macizo Guayanés, al este, y fluía hacia el norte, desembocando en Falcón occidental. Véanse: AGUA SALADA, FORMACIÓN; SOCORRO, FORMACIÓN y MOSQUITO FORMACIÓN. VÁLIDO SAN FRANCISCO, MIEMBRO (Formación Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. GONZÁLEZ DE JUANA (1937-a, b) describió este intervalo arenoso como el tope de la Formación Socorro al sur del campo petrolífero de Cumarebo. LIDDLE (1946), en su cuadro de correlación, lo colocó en la misma posición. PAYNE (1951) consideró la unidad como miembro superior de la Formación Mosquito. DUSENBURY (LEV, 1956) consideró la arena de San Francisco como miembro de la Formación Socorro. El miembro tiene su localidad tipo cerca del pueblo de San Francisco, 5 km al sureste del campo de Cumarebo, estado Falcón. Consiste de arena de color amarillento y grano fino, poco consolidada, con restos de plantas fósiles, de unos 100 m de espesor cerca de la localidad tipo. Véase: SOCORRO, FORMACIÓN. 943 INVÁLIDO SAN FRANCISCO DE CARA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. DE CIZANCOURT (1951) se refirió a algunos desarrollos locales de caliza orbitoidal de la Formación Guárico como "couches de San Francisco de Cara". Según SALVADOR (1964b) el término probablemente se empleó sin intención de definir una unidad litológica formal y no debe considerarse como tal. Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. VÁLIDO SAN GREGORIO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Falcón. Referencias: HEDBERG y SASS (1937) fueron los primeros en mencionar el nombre de Horizonte San Gregorio en una publicación, al correlacionar las capas de Onía con la Formación Codore del estado Falcón. SENN (1940, cuadro de correlación) colocó el Horizonte San Gregorio, entre paréntesis en la Formación Codore Superior, de edad Plioceno, discordante por encima de la Formación La Vela, del Plioceno, en Falcón central. LIDDLE (1946, cuadro de correlación) mostró a San Gregorio como la inferior de tres unidades que componían la Formación Codore Superior, cubierta discordantemente por el Conglomerado de Coro y suprayacente, también con discordancia, sobre la Formación La Vela. MENCHER et al., (1951, cuadro de correlación) la consideraron discordante sobre la Formación Algodones, ocupando el Mioceno tardío extremo y Plioceno temprano, en Falcón occidental. WEINGEIST (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) basado en la revisión de varios reportes internos, describe la formación con su localidad tipo. STAINFORTH (1962) divide la unidad en tres miembros, que en orden ascendente son Vergel, Cocuiza y Río Seco. GRAF (1969), estudió la unidad en detalle, y corroboró la existencia del miembro superior. REY 1990) estudia detalladamente la Formación San Gregorio. HAMBALEK et al., (1994) presentan la palinología del Miembro Cocuiza, el miembro intermedio de la formación. Localidad tipo: El estratotipo está localizado a 2 km al este del pueblo de San Gregorio y 1 km al este del oleoducto Ulé-Amuay, (LAGOVEN) desde ciénaga Vergeles hasta el sinclinal del río Seco, distritos Democracia y Miranda, estado Falcón (Hojas Nos. 6149 y 6150, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. 944 Extensión geográfica: La unidad se extiende a todo Falcón norcentral y noroccidental, desde el oeste del río Urumaco o Codore, hasta las cercanías de Coro. Descripción litológica: WEINGEIST (LEV, 1956) describe la unidad como consistente de limolitas, areniscas, conglomerados, arcilitas ocasionales y capas fosilíferas. STAINFORTH (1962) define y describe los tres miembros reconocibles por la presencia de un intervalo fosilífero intermedio. El Miembro Vergel está compuesto de aproximadamente 85% de limolitas, 5% de areniscas y 10% de conglomerados, con cantidades menores de arcilitas. Los conglomerados son lenticulares. El Miembro Cocuiza, se caracteriza por la presencia de numerosas capas fosilíferas conspicuas separadas por limolitas. Las capas fosilíferas usualmente son arenosas, no consolidadas a poco endurecidas, pero algunas son coquinas con poca arena asociada. El Miembro Río Seco se caracteriza por presentar limolitas, areniscas gruesas a conglomeráticas, con estratificación cruzada y conglomerados que coronan las pequeñas cuestas que destacan en la topografía. REY (1990) menciona que la subdivisión en estos tres miembros es solo posible desde el oeste del río Urumaco o Codore, hasta la quebrada El Paují, al este, en esta región el Miembro Vergel consiste de limolitas masivas de color gris y conglomerados polimícticos de guijarros (hasta 3 cm de diámetro) de color rojizo, con estratificación cruzada festoneada, puede tener lentes arenosos. El Miembro Cocuiza se caracteriza por la presencia de intercalaciones de coquinas y limolitas masivas calcáreas, con ocasionales niveles de moluscos y horadaciones, con escasas areniscas calcáreas grises, con laminación paralela o bioturbadas. El Miembro Rio Seco se caracteriza por las intercalaciones de limolitas masivas con conglomerados polimícticos de guijarros (hasta de 5 cm de diámetro), masivos o con estratificación planar y festoneada y niveles arenosos. Al este de la quebrada El Paují y hasta las cercanías de coro no se reconocen miembros y la Formación San Gregorio se caracteriza por la intercalación de grandes espesores de limolitas masivas de colores abigarrados y delgados conglomerados polimícticos (hasta 10 cm de diámetro), con bandas de areniscas conglomeráticas, masivos o con estratificación cruzada festoneada. REY (1990) interpreta para el Miembro Vergel de la Formación San Gregorio, una sedimentación sobre una llanura aluvial, con canales de ríos entrelazados distales. El Miembro Cocuiza representa una invasión marina, con sedimentación en una bahía costera de aguas tranquilas, con algunos arrecifes de ostréidos (alrededores del pueblo de San Gregorio) y pequeñas barras, con evidencias de depósitos de abanicos de tormenta hacia la bahía. El Miembro Río Seco representa condiciones ambientales similares a las del Miembro Vergel. Al este de la quebrada El Paují, el depósito primordial de la Formación San Gregorio es el de una llanura de inundación, con canales de ríos entrelazados proximales de corta duración. Las condiciones climáticas debieron ser subhúmedas. Espesor: En su sección tipo la unidad tiene 572 m de espesor total. (WEINGEIST, LEV, 1956), distribuidos, según STAINFORTH (1962) de la siguiente manera: 350 m para el Miembro Vergel, 80 m para el Miembro Cocuiza y 142 m para el Miembro Río Seco. REY (1990) estima un espesor combinado de 519 m, asignándole al Miembro Vergel 280 m aproximadamente en la sección del oleoducto, al este del pueblo de San Gregorio; 92 m 945 para el Miembro Cocuiza, en esta misma sección y de 147 m para el Miembro Río Seco. Al este de la quebrada El Paují, el espesor de la Formación San Gregorio no pudo ser medido. Relaciones de campo: La Formación San Gregorio suprayace discordantemente al Miembro Algodones de la Formación Codore; el contacto se coloca en la base del conglomerado inferior extremo de la sección; infrayace discordantemente a sedimentos recientes (WEINGEIST LEV, 1956). REY (1990) menciona el contacto inferior con la Formación Codore, como concordante y abrupto, en el primer conglomerado típico de la Formación San Gregorio, excepto en la región de Mitare, donde no es posible diferenciar el Miembro Algodones de la Formación San Gregorio. Fósiles: Esta formación solo presenta fósiles en el intervalo marino conocido como Miembro Cocuiza. REY (1990) incluye una larga lista de moluscos, principalmente bivalvos de los géneros Crassostrea, Argopecten, Amusium, Placuanomia, Pecten, Anomia, Ostrea, Anadara, Dosinia, Chione, Solecurtus, Macocoa, Trachicardium, Florimetis y algunos gasterópodos de los géneros Conus, Epitonium y Turritella. Igualmente, muestra la distribución de los foraminíferos en el miembro. Se trata de conjuntos de moderada diversidad, dominados por bénticos y raros planctónicos, no determinantes de edad. HAMBALEK et al., (1994), identifican los palinomorfos del Miembro Cocuiza. Edad: Con base a su posición estratigráfica, REY (1990), define la edad como Plioceno, más joven que Plioceno medio. HAMBALEK et al., reconocen la zona de Echitricolporites moneillyi del Plioceno Correlación: La unidad se correlaciona con la Formación Tucupido de la región de Cumarebo. Véanse: VERGEL, MIEMBRO, COCUIZA, MIEMBRO y RIO SECO, MIEMBRO. INVÁLIDO SAN GREGORIO, HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por HEDBERG y SASS (1937), para designar sedimentos incluidos hoy en la formación del mismo nombre. Véase: SAN GREGORIO, FORMACIÓN INVÁLIDO SAN ISIDRO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) 946 Estado Anzoátegui. Este nombre fue publicado por TAYLOR (1962) sin descripción textual, en una ilustración que muestra una subdivisión de la Formación Oficina en los miembros Mamey, San Isidro y Unare, en la región de Unare, estado Anzoátegui. El nombre es inválido por ausencia de definición. VÁLIDO SAN JAVIER, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Mérida. Referencias: Esta formación fue descrita por GHOSH y ODREMAN (1987), basados en un trabajo de campo realizado durante el año 1979, en el área del valle de San Javier, estado Mérida. SHAGAN (1972), publica un mapa de Los Andes venezolanos donde asignó el área del valle de San Javier al Terciario. Localidad tipo: La Formación San Javier aflora en la zona del valle de San Javier, ubicado al noreste de la ciudad de Mérida, accesible por la carretera que conduce de Mérida a Tabay (Hoja N° 5941 escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La formación está restringida geográficamente en la zona de valle de San Javier y, en conjunto con la Formación Mucujún, forma un bloque del Terciario, fallado y preservado en un graben rodeado de rocas precámbricas y paleozoicas. El río Mucujún, tributario mayor del río Chama, atraviesa el área de estudio donde la secuencia terciaria (Formaciones San Javier y Mucujún) aflora. El área total de la Formación San Javier (8 km2;) tiene una longitud este-oeste de 2 km, y un ancho norte-sur de 4 km aproximadamente. El limite este del bloque del Terciario está demarcado por la secuencia cretácica, subyacente en el área hacia La Culata al norte. En el lado noroeste, la secuencia está en contacto de falla con la Formación Sierra Nevada del Precámbrico. El lado sur de la secuencia terciaria está en contacto de falla, tanto con las calizas metamorfizadas y filitas de la Formación Palmarito, como con el Granito del Carmen, de edad Paleozoico. Descripción litológica: En su área tipo, la Formación San Javier consiste en alternancias de areniscas limosas, wackas cuarzosas maduras, e intervalos fisiles lutáceos y calcáreos, con fósiles de bivalvos y gasterópodos marinos. Tres unidades o miembros han sido descritos: 1) la unidad inferior (aproximadamente 200 m de espesor), la cual consiste en delgadas capas de limolitas y areniscas limosas calcáreas, fosilíferas, bioturbadas e interestratificadas con espesas capas de lutitas oscuras fisiles; 2) la unidad media (aproximadamente 75 m de espesor) consiste en areniscas finas glauconíticas y bioturbadas, arenitas cuarzosas maduras, areniscas impuras intercaladas, asociadas con limolitas y lutitas con frecuentes restos de fósiles de bivalvos y gasterópodos marinos e icnofósiles. La unidad superior (aproximadamente 500 m de espesor) consiste en areniscas limosas, de grano fino, limolitas, lutitas limosas y lodolitas. 947 La presencia común de niveles ricos en glauconita y fósiles marinos y trazas fósiles, característicos de plataforma marina, indica su origen en la plataforma, desde barras costa fuera hasta barras próximo-costeras. A partir de la unidad inferior, se observa una disminución gradual de la profundidad del ambiente depositacional hasta la unidad superior, debido a un carácter regresivo regional. Espesor: En la localidad tipo, la Formación San Javier tiene un espesor de 775 m aproximadamente. Relaciones de campo: El contacto estratigráfico entre la unidad inferior de la Formación San Javier y las lutitas infrayacentes de la Formación Colón, es discordante. El contacto superior de la Formación San Javier con la suprayacente Formación Mucujún (nueva designación), pasa a lo largo del valle de la Quebrada La Boba, a la altura de la Colonia Jesuita. En el campo no se ha observado el contacto preciso entre las dos formaciones; sin embargo, datos paleontológicos y palinológicos indican la presencia de una discordancia entre las dos formaciones. Fósiles: Entre los restos de fósiles se ha logrado identificar géneros como Macoma sp. (bivalvo) y Coniscala sp. (gasterópodo), esta última, restringida al Eoceno. Abundantes trazas fósiles pertenecientes a icnofacies Cruziana, tales como Planolites, Arenicolites, Asterosoma, Thallassinoides, Rhizocorallium, y Teichicnus también están presentes. Edad: GHOSH y ODREMAN (1987), con base a relaciones de campo y contenido paleontológico, proponen para San Javier una edad Paleoceno tardío-Eoceno medio. Correlación: De acuerdo a la edad propuesta, cronoestratigráficamente la Formación San Javier, sería correlacionable con unidades la Formación Los Cuervos (Grupo Orocué), con parte de la Formación Guasare, con Mirador y Misoa, y con parte de Valle Hondo y Humocaro. INVÁLIDO SAN JUAN DE LA VEGA, ARENAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por SENN (1935, P. 71) para designar la formación del mismo nombre, a su vez sustituida posteriormente. Véase: SAN JUAN DE LA VEGA, MIEMBRO. VÁLIDO 948 SAN JUAN DE LA VEGA, MIEMBRO (Formación Pecaya) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío) Estado Falcón. Esta unidad estratigráfica fue definida originalmente por SENN (1935), como parte de su "Formación San Luis Inferior", bajo el nombre de Areniscas de San Juan de La Vega. SENN (1940) separa la Arenisca de San Juan de La Vega de la parte inferior de la Formación San Luis. LIDDLE (1946) separa las Areniscas de Patiecitos de las de San Juan de La Vega, como unidades aparte e incorpora esta última dentro de la Formación Agua Negra. MENCHER et al. (1951) la considera con rango de formación, como la unidad inferior del Grupo Mitare. JOHNSON (LEV, 1956) afirma que la Formación San Juan de La Vega es un equivalente menos deformado de las formaciones El Paraíso y Mojino y que, por tanto, el nombre San Juan de La Vega deberá ser descartado por razones de prioridad. En WHEELER (1960; 1963), San Juan de La Vega aparece como un nombre local para la parte superior de la Formación El Paraíso. HUNTER Y FERRELL (1972) demuestran, definitivamente, la no equivalencia de las formaciones El Paraíso y San Juan de La Vega, ya que ambas unidades están separadas por una sección lutítica considerable, de edad Oligoceno medio y tardío. DÍAZ DE GAMERO (1977), la considera como un miembro de la Formación Pecaya, por estar completamente incluida en ella. La localidad tipo: se encuentra en el río Mitare, cerca del caserío de San Juan de La Vega, distrito Bolívar, estado Falcón (SENN, 1935). (Hoja N° 6249, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El miembro aflora al norte del centro de la cuenca de Falcón, en una serie de anticlinales fallados, aproximadamente alineados en dirección este-oeste, desde unos pocos kilómetros al sureste de Pecaya hasta ligeramente al este de Pedregal (DÍAZ DE GAMERO, 1977). De acuerdo a DÍAZ DE CAMERO (1977), la unidad consiste de lutitas intercaladas con areniscas y limolitas y, ocasionalmente, calizas delgadas bioclásticas. Las lutitas son físiles, de color gris oscuro con manchas rojizas, ocasionalmente limolíticas, localmente con delgadas capas de concreciones ferruginosas y nunca son calcáreas. Las areniscas son medianamente consolidadas, de colores claros, de grano predominantemente fino y muy fino, ocasionalmente calcáreas y fosilíferas. Están dispuestas en secuencias cíclicas en las que se comienza con un intervalo de lutitas, seguido de numerosas y delgadas capas de areniscas, intercaladas con lutitas y limolitas, que aumentan de espesor hacia arriba, culminando con capas de arenisca de hasta 1,5 m al tope. Petrográficamente, se trata de areniscas líticas. Las estructuras sedimentarias predominantes son la laminación paralela y la laminación cruzada en unidades de unos 10 cm de espesor. El grado de bioturbación es muy intenso y, en las capas medianas y gruesas, es frecuente observar un intrincado sistema de madrigueras y rastros subhorizontales, entre las que se reconoció Scolicia. Las perforaciones verticales, tipo Ophiomorpha, son más raras Las limolitas son de color gris, en capas delgadas, generalmente de aspecto nodular. Las ocasionales calizas son delgadas y están formadas por fragmentos de conchas de moluscos muy fracturadas, junto con variedad de fragmentos de roca, principalmente areniscas. 949 La microfauna béntica del Miembro San Juan de La Vega es característica de aguas marinas muy someras, con alternancias salobres. Probablemente, los afloramientos de la unidad representen el extremo oriental de una costa baja, bordeada de barras litorales construidas por corrientes costaneras que transportaron los sedimentos clásticos desde el noroeste, el alto de Dabajuro. La transición superior con la Formación Pecaya marca una fuerte subsidencia muy rápida, ya que, en pocos metros de sección estratigráfica, se pasa hacia arriba a lutitas con microfauna típica de profundidades batiales (DÍAZ DE GAMERO, 1977). WHEELER (1960; 1963) menciona un espesor de 535 m para el "miembro superior de la Formación El Paraíso" en el cerro El Zamuro, al este de Pecaya. DÍAZ DE CAMERO (1977) cita un máximo de 460 m de espesor, al sur de Pecaya, que se adelgaza hasta desaparecer entre las poblaciones de Pecaya y La Cruz de Taratara. El Miembro San Juan de La Vega parece, en el campo, estar totalmente incluido dentro de la Formación Pecaya, aunque su base no aflora. El contacto superior es completamente transicional. Hacia el este, cerca de La Cruz de Taratara, la unidad se acuña dentro de esta formación y aquí la secuencia de lutitas es continua. Hacia el oeste, la unidad desaparece bajo las lutitas superiores de Pecaya en las cercanías de Pedregal y su extensión original hacia el oeste se desconoce (DÍAZ DE GAMERO, 1977). A excepción de algunos ejemplares de Pecten, Turritella y briozoarios indeterminados, los fósiles estudiados son principalmente foraminíferos. Existe una alternancia entre las faunas enteramente arenáceas, compuestas por Ammotium salsum, Arenoparrella mexicana y Haplophragmoides sp., con otras en las que se encuentran, además, Florilus scaphum, F. costifer, Hanzawaia sp., Buccella sp. y Nonionella sp. No existen foraminíferos planctónicos, pero en las muestras más marinas abundan los ostrácodos. La zona transicional con la Formación Pecaya contiene, inicialmente, una fauna arenácea muy pobre, que pasa rápidamente hacia arriba a un conjunto variado, rico en especies bénticas y planctónicas. Entre estas últimas, tenemos Catapsydrax dissimilis, Globigerina venezuelana, G. praebulloides, G. cf. ciperoensis, Globorotalia siakensis (= G. mayeri), G. cf. opima nana, Cassigerinella chipolensis, Globigerinoides primordius. De esta zona de transición también se determinaron las siguientes especies de nannoplancton calcáreo: Sphenolithus moriformis, S. conicus, Ericsonia ovalis, Cyclicargolithus floridanus (DÍAZ DE CAMERO, 1977). La rica microfauna de la zona de transición superior del Miembro San Juan de La Vega con la Formación Pecaya indica una edad Mioceno temprano, de la parte inferior de la Zona de Globigerinoides primordius. La edad de la unidad es, por tanto Oligoceno tardío (DÍAZ DE CAMERO, 1977). INVÁLIDO SAN JUAN DE LA VEGA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío) Estado Falcón. 950 SENN (1935) llamó "arenas de San Juan de La Vega" a la sección infrayacente a las lutitas de Pecaya, en las colinas a lo largo del río Mitare, y las consideró, junto con el arrecife de Bocaína, como unidades basales de su piso San Luis, en discordancia angular sobre la "cuarcita de Paraíso". Posteriormente, el mismo autor (1940) consideró la unidad, junto con la Formación Patiecitos, como infrayacente a la Formación San Luis. MENCHER et al. (1951, Cuadro de Correlación) la consideraron como la formación inferior del Grupo Mitare. WHEELER (1960) estableció que la Formación San Juan de La Vega es sinónima de la Formación El Paraíso. Véase: EL PARAÍSO, FORMACIÓN. INVÁLIDO SAN JUAN DE LOS MORROS, FORMACIÓN, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario temprano) Estado Guárico. Este término fue introducido con rango de formación por GARNER (1926, p 680) para referirse, casi seguramente, a la unidad hoy denominada Formación Guárico, según MENCHER (1950). Pese a la prioridad del término de GARNER, el nombre más corto ha sido adoptado por la generalidad de los autores. En el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956), WEISBORD (bajo "Formación Guárico) y SELLIER DE CIVRIEUX (bajo caliza de los Morros de San Juan y "Formación San Juan de Los Morros") propusieron la división de la Formación Guárico en dos miembros, uno de los cuales sería el Miembro San Juan de Los Morros, compuesto de lutitas, areniscas, etc., que formaría la mayor parte de la formación. Según el Código de Nomenclatura Estratigráfica (ACSN, 1961, Art. 7a) los términos "Formación Guárico" y "Miembro San Juan de Los Morros" serían sinónimos, con la sola excepción de la facies arrecifal muy localizada. SALVADOR (1964-b), analizó el punto en detalle, y recomendó el rechazo del término "San Juan de Los Morros". Véase: GUÁRICO, FORMACIÓN. INVÁLIDO SAN JUAN, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. 951 VAN RAADSHOOVEN (1951) empleó este término para designar una de las calizas lenticulares de la Formación Misoa; es inválido por homonimia posterior con la Formación San Juan de Venezuela oriental. INVÁLIDO SAN JUAN, FORMACIÓN (como sinónimo de la Formación Guárico) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Guárico. LÓPEZ (1942) al referirse a las calizas que forman los morros en el estado Guárico, abrevió el término "Formación San Juan de los Morros" de GARNER a "Formación San Juan", automáticamente invalidada por homonimia con la unidad del Cretáceo descrita por HEDBERG (1937-a, b). VÁLIDO SAN JUAN, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Estado Anzoátegui. Referencias: El nombre Arenisca de San Juan fue introducido por HEDBERG (1937-a), quien posteriormente, le adjudica el rango formacional, en base a la misma sección tipo (HEDBERG, 1950). La formación no ha sufrido cambio alguno hasta la fecha. Localidad tipo: El término proviene de la quebrada San Juan, afluente de la margen derecha del río Querecual y el holoestratotipo se halla en el curso medio del río Querecual, entre un punto situado a 150 metros aguas arriba del paso Santa Anita y la boca de la quebrada San Juan, ubicada a 53 m aguas arriba del mismo paso y al suroeste de la población de Bergantín, estado Anzoátegui (HEDBERG, 1937-a). Como hipoestratotipos se han descrito las secciones del río Orégano y quebrada La Pegua, del estado Anzoátegui (VIVAS, 1997). La sección tipo y las secciones de referencias citadas, se localizan dentro de la hoja Nº 7345, escala 1:100.000, Cartografía Nacional. Extensión geográfica: La Formación San Juan se extiende desde las cercanías de los caseríos El Rincón-San Diego, al noroeste, hasta las cercanías del río Guayuta, en Monagas, al sureste, donde se halla cubierta por sedimentos cuaternarios, extendiéndose en el subsuelo hasta las cercanías de Guanoco (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Descripción litológica: Alternancia monótona de capas de areniscas de 0,3 a 1 m de espesor, muy duras, gris a gris claro, de grano fino, bien escogidas, a veces glauconíticas y localmente calcáreas. Estas capas de areniscas se intercalan con capas centimétricas de lutitas negras, arenáceas, localmente calcáreas y limolitas negras. En los ríos Aragua, Orégano y en la quebrada La Pegua, las areniscas del tope se toman muy glauconíticas. Las 952 capas de arenisca son tabulares, y su color de meteorización es crema y rojizo (ROSALES, 1960, VIVAS, 1997). Las estructuras sedimentarias más comunes son: estructuras de carga, estructuras de almohadilla y bola (en las areniscas), diques y sills clásticos, capas estriadas y estructuras de desplomes arenosos (VIVAS, 1997). Para ROSALES (1960), RENZ (1962) y GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980) el ambiente de sedimentación de la Formación San Juan, es de origen fluvial a marino somero, regresivo con ambientes litorales-costeros. Según VIVAS en MACSOTAY et al., (1986) las Formaciones San Antonio y Vidoño fueron depositadas en ambiente batial, a paleoprofundidad de 2.500 200 m, basado en icnofauna y foraminíferos bentónicos, y la Formación San Juan, sólo constituye un cuerpo arenoso emplazado en la misma profundidad por procesos no turbidíticos, al pie del talud epicontinental contemporáneo. Espesor: El holoestratotipo mide 97 m, según HEDBERG y PYRE (1944-a) y puede tener 112 m en la sección compuesta, incluyendo los afloramientos de la desembocadura de la quebrada San Juan (VIVAS, 1997). Hacia el sureste, en el río Orégano, la formación alcanza un espesor de 350 m, (VIVAS, op. cit.), el cual aumenta más hacia el sureste, en el estado Monagas (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Hacia el norte, la secuencia disminuye de espesor, y en el sector del río Neverí, a 20 km al norte de la sección tipo, es reemplazada por las pelitas negras de la Formación San Antonio y/o la Formación Vidoño (VIVAS, 1997), al igual que en la región de Barcelona-Puerto La Cruz (MACSOTAY et al., 1986). En el pozo VZX-1 del campo La Vieja, estado Anzoátegui, la Formación San Juan tiene 261 m de espesor (DE SISTO, 1972). Contactos: El contacto inferior es concordante pero abrupto, con las limolitas negras de la Formación San Antonio infrayacente. Su contacto superior es gradacional a las pelitas negras de la Formación Vidoño, suprayacente. La Formación San Juan posee forma prismática, y presenta transición lateral a unidades pelíticas, en todas direcciones (ROSALES, 1972). Fósiles: En todos los niveles de pelitas negras, se reportaron foraminíferos bentónicos; de los cuales, los más comunes son: Hormosina globulífera trinitatensis CUSHMAN y RENZ, Haplophramoides cf, glabra CUSHMAN y JARVIS, H. excavata CUSHMAN y WATERS, Cyclammina cf. elegans CUSHMAN y JARVIS, Gaudryina retasa CUSHMAN, G. pyramidalis CUSHMAN, Ammobaculites jarvisi CUSHMAN y RENZ, Tritaxia trilatera CUSHMAN, Planulina cf. spissicostata CUSHMAN y Dorothia bullera (Carsey) Length (MAX FURRER en VIVAS, 1997). Entre los icnogéneros observados a diferentes niveles dentro de la formación se tiene: Planolites, Cochlichnus, Macanospsis?, Bergaueria, Cylindrites, Lophoctenium, Palaeophycus, Kechia en las areniscas, y Chondrites en las lutitas. (MACSOTAY et al., 1986, VIVAS, 1997). Edad: Por su posición estratigráfica entre formaciones datadas con foraminíferos planctónicos, (San Antonio, infrayacente y Vidoño, suprayacente) su edad se adjudica al Maestrichtiense superior (VIVAS, 1997). Según VIVAS (op. cit.,) el diacronismo atribuido a la Formación San Juan (ROSALES, 1960, GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980) se debió a la interpretación de la facies limolítica superior de la Formación San Antonio, como Formación Vidoño. 953 Correlación: Se correlaciona aproximadamente con las formaciones Mito Juan y Burgüita, de Venezuela occidental. Importancia económica: Ha sido perforada en numerosos campos petroleros de la subcuenca de Maturín y ha mostrado contenido de petróleo en la estructura de Orocual, estado Monagas y en el campo La Ceiba, estado Anzoátegui. (GONZALEZ DE JUANA et al., 1980). VÁLIDO SAN LORENZO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Estado Falcón. Referencias: La referencia original del nombre y la descripción del miembro inferior se debe a SUTER (1947), pero la unidad completa aparece descrita detalladamente en RENZ (1948), como la unidad inferior del Grupo Agua Salada, subdividida en los miembros El Salto y Menecito. BLOW (1959) hace un estudio bioestratigráfico y propone sustituir el nombre de Formación San Lorenzo por el de Formación Tocuyo. RENZ (1959) rechaza tal proposición y el nombre de Formación Tocuyo no aparece en la literatura posterior. WHEELER (1960, 1963) propone suprimir el nombre de Formación San Lorenzo (o Tocuyo) y elevar a rango formacional los miembros El Salto y Menecito. Esta proposición no tiene apoyo y en el LEV II (1970) aparece la Formación San Lorenzo como unidad válida, subdividida en los miembros mencionados. DÍAZ DE GAMERO (1985a y b) redefine el Grupo Agua Salada para incluir la Formación Guacharaca dentro del grupo, como la unidad inferior y utiliza el nombre de Formación Agua Salada para toda la secuencia de arcillas oligo-miocenas en el área estudiada. Localidad tipo: Cerca de la población de San Lorenzo, inmediatamente al norte del campo de El Mene de Acosta, distrito Acosta, estado Falcón. La sección tipo fue establecida parcialmente en la superficie, en el núcleo del anticlinal de El Mene de Acosta, y parcialmente en el subsuelo, en el pozo El Mene Nº 47 (RENZ, 1948). (Hojas N° 6549 y 6449, escala 1:100.000, Cartografía Nacional) Extensión geográfica: RENZ (1948) menciona que la Formación San Lorenzo aflora a lo largo de una distancia de 50 km, desde El Mene de Acosta hasta el oeste de Pozón, en la región de La Culata y a lo largo de extensos tramos de la costa norte y en muchas partes de la cuenca. DÍAZ DE GAMERO (1985b) describe el Miembro El Salto entre Píritu y Puente Ricoa, en la fila La Tocineta, en los cerros Togogo, La Ceiba, Cachicamo, Ortiz y en Curamichate, en la costa. No existe entre Maicillal y Jacura, ni entre el alto de Guacharaca y el cerro Mirimire, en estratos de edad equivalente. Descripción litológica: La Formación San Lorenzo (RENZ, 1948) se subdivide en dos miembros bien diferenciados: el inferior, El Salto, consiste de capas lenticulares de arenisca 954 de hasta 10 m de espesor, intercaladas con arcillas limolíticas y limos gris-azules. Las areniscas son predominantemente de grano medio y de carácter inmaduro. El Miembro El Salto parece pasar lateralmente a una unidad denominada por RENZ (1948) Marga Glauconífera de Culata, al norte-noreste de El Mene de Acosta. El miembro superior, Menecito, consiste de una sucesión uniforme de arcillas de color gris a gris-azuloso, con algunas capas de arcillas glauconíferas y margosas (RENZ, 1948). DÍAZ DE GAMERO (1985b), en el estudio del extremo nororiental de la cuenca, incluye toda la sección oligomiocena en la Formación Agua Salada, dentro de la cual solo se puede discriminar el Miembro El Salto, arenoso. En este miembro distingue cuatro unidades litológicas informales, o litofacies, denominadas I, II, III y IV, caracterizadas por diversas intercalaciones arenosas y limosas dentro de las arcillas y que muestran una extensión lateral discontinua. Basándose en los foraminíferos, RENZ (1948) interpreta que la formación se depositó inicialmente en condiciones marinas de poca profundidad. La parte lutítica de la formación, el Miembro Menecito, se depositó a mayor profundidad, entre 200 y 600 m. BLOW (1959) amplió estas interpretaciones para el miembro lutítico de la Formación San Lorenzo, anotando la ocurrencia de conjuntos de foraminíferos arenáceos de interior complejo en varios niveles discretos, que representan períodos de profundización y subsidencia de la cuenca, acompañados de flujos turbidíticos. DÍAZ DE GAMERO (1996) interpreta estos conjuntos de foraminíferos arenáceos como propios de prodelta en agua profunda, de la misma forma que los conjuntos arenáceos de agua profunda estudiados en el Neógeno tardío de Trinidad se relacionan con el río Orinoco. Los peces fósiles identificados originalmente por LERICHE (1938) y reestudiados por AGUILERA (1993) corresponden a tiburones típicos de la zona batial superior. DÍAZ DE GAMERO (1985b) considera que, en la región nororiental, el Miembro El Salto representa el rápido avance de un delta digitado en una región de aguas relativamente profundas. DÍAZ DE GAMERO (1996) reinterpreta las arenas del Miembro El Salto como sedimentadas en aguas profundas y derivadas de la desembocadura del proto-Orinoco, en la parte occidental de la cuenca de Falcón. Espesor: En la sección tipo, la unidad tiene 400 m de espesor (RENZ, 1948). DÍAZ DE GAMERO (1985b) estima entre 800 y 900 m el espesor del Miembro El Salto en la región nororiental. Relaciones de campo: En el área tipo, la formación suprayace transicionalmente a la Formación Guacharaca y el contacto entre los dos miembros de la Formación San Lorenzo es también concordante. El contacto superior, con el Miembro Policarpio de la Formación Pozón, presenta una leve discordancia angular en la sección tipo, pero pasa a ser concordante hacia el norte y oeste (RENZ, 1948). En la región nororiental, DÍAZ DE GAMERO (1985b) reporta contacto concordante en la base y concordante y transicional en el tope del Miembro El Salto. Fósiles: Las publicaciones de RENZ (1948), BLOW (1959) y DÍAZ DE GAMERO (1985a) incluyen descripciones detalladas de la microfauna de foraminíferos y algunos otros fósiles. RENZ (1948) establece en la Formación San Lorenzo las zonas de "Uvigerinella" sparsicostata (parte superior), de Robulus wallacei y la parte inferior de la 955 de Siphogenerina transversa. LERICHE (1938), citado por AGUILERA (1993), identifica varios peces fósiles encontrados en el Miembro Menecito de esta formación: Acanthias stehline (=Squalus stehlini), Notidanus tenuidens (=Heptanchias tenuidens), Oxyrhina cf. O. desori (=Isurus cf. I. desori), Prionodon vonderschmitti (=Carcharhinus vonderschmitti) y Lamna sp. Edad: BLOW (1959) reconoce en la formación las zonas de Catapsydrax dissimilis, de Catapsydrax stainforthi y de Globigerinatella insueta s.l., previamente establecidas en Trinidad y que corresponden al intervalo de la Zona de Catapsydrax dissimilis a la parte inferior de la Zona de Globorotalia fohsi peripheroronda en los esquemas zonales modernos, del Mioceno temprano a medio. DÍAZ DE GAMERO (1985b) establece una edad comprendida entre las zonas de Praeorbulina glomerosa y Globorotalia fohsi peripheroronda, del Mioceno temprano a medio, para el Miembro El Salto en la parte nororiental de la cuenca. Correlación: En su área tipo, la Formación San Lorenzo se correlaciona con la parte más superior de las formaciones Pecaya y Pedregoso y las formaciones Agua Clara, Cerro Pelado, Querales, San Luis, Patiecitos y Guarabal de Falcón central y septentrional (DÍAZ DE GAMERO, 1989) y con la parte superior de las formaciones Churuguara y Casupal del sur de la cuenca. Importancia económica: El Miembro El Salto produjo aproximadamente 759.070 barriles de petróleo en el campo de El Mene de Acosta, entre 1927 y 1937 (SUTER, 1947). Véanse: EL SALTO, MIEMBRO; MENECITO, MIEMBRO; AGUA SALADA, FORMACIÓN y AGUA SALADA, GRUPO. INVÁLIDO SAN LUIS, CALIZA DE, SERIE DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. HODSON (1926) empleó el nombre Serie de San Luis y SENN (1940), el de caliza de San Luis, para designar rocas incluidas hoy en la formación del mismo nombre. Véase: SAN LUIS, FORMACIÓN. VÁLIDO SAN LUIS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) Estado Falcón. 956 Referencias: HODSON (1926) emplea el nombre "Serie de San Luis" para describir una secuencia de calizas con foraminíferos, intercaladas con lutitas y areniscas, que afloran en la serranía del mismo nombre. LIDDLE (1928) usa el nombre de Formación San Luis para describir calizas arrecifales de color azul grisáceo, intercaladas localmente con areniscas gruesas de color verdoso y con lutitas, dando un espesor de unos 460 m. Usando criterio litoestratigráfico SENN (1935) describe la formación en detalle e incluye en la misma las diversas facies arrecifales equivalente laterales de la caliza de San Luis; reconoce a la Formación San Luis como una unidad cronoestratigráfica (piso), siguiendo el criterio de la mayoría de los geólogos europeos que trabajaron en la zona para esta época, la divide en tres unidades: superior, media e inferior y establece las equivalencias laterales con otras calizas arrecifales prominentes: calizas de Los Baños y del Cerro Guasiqui, lutitas de Pecaya, areniscas de San Juan de La Vega, calizas de Bocaina y de Agua Linda. También reconoce el carácter discordante de la formación por encima del Eoceno tardío/Oligoceno temprano y localmente por debajo del Mioceno en el área de la serranía de San Luis. El mismo autor publica listas de foraminíferos, especialmente orbitoides, y le asigna una edad Oligoceno medio a la formación. Discute las diferencias faunales con la Formación Churuguara, la cual considera infrayacente a la Formación San Luis. MENCHER et al. (1951), en su cuadro de correlación, siguen el criterio litoestratigráfico. WHEELER (1960, 1963) restringió el empleo del nombre a Falcón norte-central y reconoce la equivalencialateral de la parte superior de la Formación Churuguara con la Formación San Luis. La parte media e inferior de la Formación Churuguara es más vieja que la Formación San Luis. DÍAZ DE GAMERO (1977, 1989) en revisiones de la estratigrafía del norte de Falcón determina una edad de Oligoceno tardío a Mioceno temprano con base a foraminíferos planctónicos y bénticos grandes. Localidad tipo: La formación aflora típicamente donde el antiguo camino real de CoroCabure cruza la serranía de San Luis, distrito Petit, estado Falcón (Hoja Nº 6249, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Una sección de referencia se encuentra al este del mismo camino, en la ladera oeste del cerro Acarite (WHEELER, 1960, 1963). Extensión geográfica: La unidad forma la mayor parte de la serranía de San Luis, donde los picos más elevados son las calizas arrecifales típicas de la formación. Se extiende al oeste hasta el río Mitare y al este hasta el valle del do Ricoa. Descripción litológica: Según WHEELER (1960, 1963), la formación consiste predominantemente de caliza arrecifal maciza, densa, gris azulosa, finalmente cristalina, con foraminíferos grandes, algas y corales, intercaladas con areniscas de grano fino, arcillosas y calcáreas, lutitas fisiles con nódulos ferruginosas y, hacia el tope, areniscas conglomeráticas con granos y guijarros de cuarzo blanco y ftanita negra (sal y pimienta). De acuerdo a BECK (1951), citado en DÍAZ DE GAMERO (1977), el crecimiento principal de los biohermos está en la parte oriental de la serranía de San Luis, donde individualmente alcanzan un espesor de más de 100 m. En la parte occidental de la serranía los biohermos individuales son de menor tamaño y están separados por secuencias lutíticas con areniscas y conglomerados intercalados, calizas margosas y ocasionales capas de carbón. 957 GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) indican que las calizas del núcleo arrecifal forman prominentes acantilados que se pueden seguir por distancias de decenas de km. Son de color gris a gris azuloso, se componen de algas, briozoarios, pelecípodos y gasterópodos en una matriz micrítica frecuentemente recristalizada. Es frecuente encontrar granos de cuarzo, fragmentos de rocas ígneas básicas y ocasionalmente glauconita, Según los mismos autores, se observa un incremento en la proporción de clásticos hacia el norte. Puede observarse cierta ciclicidad en las facies arrecifal y periarrecifal, así como el paso gradual de una lutita no calcárea a calcárea y marga con fragmentos de corales ramosos (Porites sp.). A niveles más altos aparecen grandes cabezas de coral (Montastrea sp.) y colonias de algas que forman capas de caliza nodular; en algunoscasos se observan capas de Ostrea sp. y finalmente un desarrollo de caliza tramada frecuentemente recristalizada. El ciclo termina casi abruptamente con una arenisca o lutita que recubre el arrecife. Según DÍAZ DE GAMERO (1977), las lutitas no calcáreas suelen tener restos de plantas y se han observado ocasionalmente capas delgadas de carbón. La formación corresponde a una facies arrecifal de borde de cuenca con núcleos arrecifales alineados en sentido este-oeste, con depósitos bioclásticos de origen arrecifal hacia el centro de la cuenca de Falcón y facies atrás del arrecife hacia la antigua línea de costa de Paraguaná. Espesor: Se desconoce el espesor total de la formación. SENN (1935) estima 800-1000 m en la serranía de San Luis. WHEELER (1960, 1963) reporta una sección incompleta de 482 m y estima por lo menos 650 m y posiblemente más de 1000 m, donde la formación esté bien desarrollada. Estos estimados se basan en el espesor combinado de las formaciones Patiecitos y Guarabal, que gradan lateralmente a la Formación San Luis. Relaciones de campo: El contacto inferior no se ha observado salvo en los lugares donde la formación interdigita con la Formación Patiecitos (WHEELER, 1960, 1963). GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) estiman que la Formación San Luis descansa sobre rocas ígneometamórficas del alto de Coro. El contacto superior es concordante, transicional e interdigitado con la Formación Agua Clara en el área del río Mitare (SENN, 1935) y aparentemente concordante y abrupto con los conglomerados de la Formación Guarabal en la zona norte-central de Falcón (DÍAZ DE GAMERO, 1977). Hacia el este, las arcillas de la Formación Agua Salada cubren en aparente concordancia la terminación oriental de la formación. Fósiles: La formación contiene abundantes foraminíferos grandes, corales, algas y pelecípodos. SENN (1935) cita los siguientes foraminíferos: Lepidocyclina sanluisensis, L. canellei, L. cf antiguensis, L. forresti, L. favosa, L. undosa, Miogypsina hawkinsi, Spiroclypeus sp., Heterostegina cf.antillea y Nummulites sp. WHEELER (1960, 1963) cita Heterostegina panamensis, Operculinoides semmesi, O. bullbrooki, O. panamensis, además de las Lepidocyclina ya citadas por SENN (1935). WHEELER (1960, 1963) reporta un conjunto de corales de la parte superior de la formación: Montastrea canalis, Porites toulai, Stylophora imperatoris y S. panamensis. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) mencionan la presencia de los foraminíferos Rotalia mecatepecensis y R. aff. mexicana. 958 Edad: La edad del desarrollo arrecifal de San Luis no ha sido determinada con toda precisión ya que carece de foraminíferos planctónicos (DIAZ DE GAMERO, 1989). Basado en macroforaminíferos SENN (1935) siguiendo autores previos, LIDDLE (1928) y HODSON (1926), le asigna una edad Oligoceno medio. WHEELER (1963) extiende la edad del Oligoceno medio al Mioceno temprano, y DIAZ DE GAMERO (1977) la restringe al Oligoceno tardío-Mioceno temprano, en base a la edad, definida por foraminíferos planctónicos, de la Formación Pedregoso (equivalente lateral de parte de la Formación San Luis) y de la parte inferior de la Formación Agua Clara. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) consideran que la Formación San Luis pudo comenzar en el Oligoceno medio, en base a las especies de Rotalia ya mencionadas arriba. Correlación: La Formación San Luis correlaciona con las formaciones Patiecitos y Guarabal, que son las facies de atrás del arrecife en la vertiente norte de la serranía de San Luis, y con la Formación Pedregoso como equivalente lateral de aguas más profundas, hacia el centro de la cuenca de Falcón (DIAZ DE GAMERO, 1977). Equivale a toda la Formación Agua Clara y parte inferior de la Formación Cerro Pelado (DÍAZ DE GAMERO, 1989). VÁLIDO SAN MATEO, MIEMBRO (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. HEDBERG y PYRE (1944) llamaron "Miembro Dividive" a una subdivisión de la Formación Santa Inés; este nombre era sinónimo de las capas de San Mateo de GARNER (1926) y homónimo de las calizas de Dividive del Mioceno de Falcón. Posteriormente, HEDBERG (1950-a) incluyó las mismas capas en la Formación Quiamare como miembro superior sin designación. MENCHER et al., (1951, Cuadro de Correlación) revivieron el nombre San Mateo y mostraron el intervalo con rango aparente de formación del Grupo Santa Inés. YOUNG et al., (1956, Cuadro de Correlación) lo representaron como miembro superior de las tres subdivisiones de la Formación Quiamare, criterio que se ha mantenido. El Miembro San Mateo, de unos 185 metros de espesor, se compone principalmente de limolitas calcáreas, areniscas y conglomerados, que forman la prominente fila de Dividive, al este de San Mateo.Debido a la gran variabilidad lateral de la Formación Quiamare, este miembro tiene una extensión horizontal limitada, y regionalmente es poco significativo. Véase: QUIAMARE, FORMACIÓN. INFORMAL SAN PEDRO DE LAS BOCAS, GRANITO DE 959 PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-b) incluyó en su Asociación Carichapo- Pastora un conjunto de "rocas graníticas intrusivas", una de las cuales describió con el nombre de Granito de San Pedro de Las Bocas, expuesto cerca de San Pedro al este del río Caroní, estado Bolívar, municipio autónomo Piar (Hoja Nº 7836, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad consiste de granito rosado de grano medio y con foliación irregular demarcada por biotita y clorita subordinada. En sección fina, el microclino es claro y pertítico, con un 20% de micropertita. La estructura consiste de "augen" de pertita y plagioclasa, bordeadas de mortero cuarzo-feldespático y cantidades menores de ferromagnesianos. El granito exhibe mayor deformación en el lado norte de la masa, en el río Caroní, que cerca de San Pedro. El autor no definió los límites del cuerpo granítico aunque deja entrever su posible extensión unos 25 km al oeste de San Pedro así como al sur de dicho lugar. KALLIOKOSKI (op. cit.), señala que el Granito de San Pedro de Las Bocas es bastante similar a uno descrito por SHORT y STEEKEN (1962) de una localidad unos 40 km al este de San Pedro, en el cual se determinó una edad Rb-Sr, sobre biotita, de 2340 ± 55 Ma. INVÁLIDO SAN PEDRO, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario Eoceno) Estado Zulia. Este término se basó originalmente en un concepto errado, y posteriormente su sentido fue ampliado para designar una unidad mal definida, que incluía calizas eocenas situadas a niveles marcadamente distintos; nunca alcanzó aceptación general. MAURY (1925-c) empleó por primera vez el nombre informal de "capas del Río San Pedro" en la localidad tipo del macroforaminíferoHelicolepidina spiralis, que TOBLER (1922) había definido claramente como presente en el tope de las "lutitas de Paují" (las capas son sinónimas, por lo tanto, de la Formación Mene Grande de uso actual). LIDDLE (1928) describió la "Formación San Pedro" como una caliza delgada situada en la base de las lutitas de Paují (presumiblemente para reconciliar su edad Eoceno superior con la edad Oligoceno atribuida entonces a Paují). Pese a que SENN (1935) reiteró que la fauna descrita por TOBLER provenía de la Formación Mene Grande, LIDDLE (1946) mantuvo posteriormente su posición errónea y además extendió su "Formación Río San Pedro" para incluir en ellas calizas eocenas expuestas diseminadamente en Falcón. VÁLIDO SAN PEDRO, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. 960 Referencias: MENDOZA, (1974) introduce este nombre para designar unas rocas graníticas leucocráticas, que afloran en los alrededores del río Suapure, estado Bolívar. Localidad tipo: Entre los poblados de El Budare y Pijiguaos, a 3 km, al oeste del paso de San Pedro en el río Suapure. Extensión geográfica: Aflora en el área del río Suapure, en los alrededores de los poblados de San Pedro, Pijiguaos, cerro Bebederos y en el camino La Mariposa y Pijiguaos. Descripción litológica: El granito es de grano fino, leucocrático, masivo a moderadamente foliado, hipautomórfico granular a xenomórfico, protoclástica, compuesto de cuarzo cataclástico (25%), feldespato potásico y pertita (50%), plagioclasa sódica (20%), con cantidades pequeñas de máficos como biotita, clorita, epidoto y opacos y otros constituyentes menores como apatito, titanita y zircón. Relaciones de campo: El granito representa una facies transicional de grano fino del Granito de Santa Rosalía. Esta facies se observa generalmente hacia el borde de la masa granítica en contacto con la Formación Caicara y a veces toma el aspecto de un contacto transicional desde el granito de grano grueso de Santa Rosalía, al granito leucocrático de grano fino de San Pedro y a las volcánicas de Caicara. En la localidad de Bebederos la unidad es claramente intrusiva en las volcánicas ácidasde la Formación Caicara y además contiene xenolitos de rocas riolíticas en la zona de contacto con la misma. Edad: Precámbrico. Se determinó su edad isotópica, por Rb/Sr en roca total, en 1875 Ma (HURLEY et. al. 1973, 1977). Otra determinación Rb/Sr en roca total de1952 ± 71 Ma fue determinada por GAUDETTE et. al. (1977) VÁLIDO SAN QUINTÍN, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Yaracuy. Referencias: BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) utilizan este nombre para designar una secuencia metavolcánica - metasedimentaria que aflora en el macizo de San Quintín, estado Yaracuy. Localidad tipo: Flanco sur del macizo de San Quintín, a unos 10 km al norte de Yumare, estado Yaracuy (Hoja 6447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Forma un cuerpo elongado en dirección este-oeste, de unos 8 km de longitud por unos 3 km de ancho (BELLIZZIA y RODRÍGUEZ, 1976; GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). 961 Descripción litológica: La única descripción de esta Formación es la de sus autores, pero una buena síntesis puede consultarse en GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980). La formación comprende un conjunto de rocas volcánicas máficas débilmente metamorfizadas y unasecuencia metasedimentariademetaarenisca, metalimolita, filita y escaso metaconglomerado. En algunas localidades las metavolcánicas aparentemente se intercalan a varios niveles con rocas de alto grado metamórfico del Complejo de Yumare; en otras zonas están incluidas en las rocas metasedimentarias. Según BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976), esta aparente concordancia de las metavolcánicas con las rocas del Complejo de Yumare es de carácter tectónico. Los tipos de rocas metavolcánicas presentes son esencialmente metatoba de cristales y líticas y metalava en menor proporción. La metatoba, dominante en toda la secuencia volcánica, es densa, de color verde y verde oscuro con colores de meteorización rojizos y violáceos. De acuerdo al tamaño de los fragmentos se clasifican tanto como líticas, de lapilli y de cristales; los fragmentos incluidos son de lava, angulares, verde o verde oscuro, con variaciones en el grado de cristalinidad. Además se observan fenocristales de plagioclasa, parcial o totalmente alterada a calcita, sericita y clorita y escasosfenocristales de augita. La abundante matriz, de color verde obscuro, está formada por agregados de microlitos de feldespato, calcita, cristales esqueletales de piroxeno y clorita en una matriz pseudoisotrópica. La metalava es densa, compacta a débilmente foliada, de color verde, verde oscuro o negro y meteorizan pardo oscuro, a rojizo o lavanda. Existen variedades con textura porfídica, pero en general presentan textura intersectal con fenocristales de plagioclasa cálcica, a veces en agregados glomeruloporfidicos. En su mayoría están totalmente alteradas a agregados de clorita, epidoto y calcita, lo que dificulta su identificación. Los fenocristales de augita son anhedrales y bastante alterados; como accesorios se presentan magnetita, hematita, y esfena. La matriz consta de microlitos de feldespatos frescos, aunque a veces muy alterados, con clorita, epidoto, pumpellita y un material pseudoisotrópico de aspecto vítreo. Tanto en la metatoba como en la metalava se observan frecuentes vetillas de calcita, cuarzo y clorita y escasas amígdalas rellenas de calcita, clorita y epidoto; se observan además numerosos diques basálticos que cortan a las rocas metamórficas. Las rocas metasedimentarias de esta unidad son esencialmente metaarenisca de grano fino y color verde claro, blanco o crema macizas o débilmente foliadas. Se componen de cuarzo en granos bien redondeados y cantidades menores de plagioclasa alterada y mica; la matriz está compuesta de mica, clorita y cuarzo. Además de la metaarenisca se mencionan escaso niveles de metaconglomerado de color gris oscuro formados por cuarzo y fragmento de filita y cuarcita en una matriz arcillosa - micácea, ligeramente orientada. Las rocas restantes son metalimolita y filita verdes claras o rojizas en superficies meteorizadas. Espesor: No se ha indicado Relaciones de campo: Son tectónicas con rocas del Complejo de Yumare. Fósiles: No se han reportado. 962 Edad: Por su presunta posición "estratigráfica" entre las formaciones Aroa (Jurásico Cretácico) y Cerro Misión (Eoceno), BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) interpretan una edad Cretácico. Correlación: BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) realizan diversas comparaciones litológicas entre las rocas metasedimentarias y metavolcánicas de esta unidad con otras de la cordillera de La Costa, sin embargo con el nivel de conocimiento actual de esta formación, cualquier correlación debe tomarse con muchas reservas. INVÁLIDO SAN RAFAEL, ARENISCA DE CENOZOICO(Terciario:Mioceno) Estado Falcón. Este nombre informal fue empleado por LIDDLE (1928) para designar parte de la Formación Socorro, probablemente correspondiente al Miembro San Francisco. Véanse: SAN FRANCISCO, MIEMBRO; SOCORRO, FORMACIÓN. INVÁLIDO SAN VICENTE, GNEIS GRANÍTICO DE PALEOZOICO Estado Miranda. BECK (1986) emplea este nombre para designar un augengneis de grano fino que aflora al noreste de Santa Teresa del Tuy, estado Miranda. Este autor ubica a esta unidad en su "Napa de Caucagua-El Tinaco". Estas rocas fueron descritas y cartografiadas por SEIDERS (1965) y PICARD y PIMENTEL (1968) como Rocas de Conoropa. VÁLIDO SANTA ANA, COMPLEJO SUBVOLCÁNICO TOLEÍTICO ESTRATIFICADO DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Falcón. Referencias: Con ese nombre, MARTÍN B. y AROZENA (1972), designan formalmente la porción centro-occidental de la zona máfica-ultramáfica de Paraguaná, y presentan una detallada descripción petrográfica, geoquímica, estructural, gravimétrica, paleo-magnética y geotectónica del mismo. Doce años antes MARTÍN B. (1960), había publicado unas descripciones petrográficas de reconocimiento del cuerpo. En la misma oportunidad, MÉNDEZ (1960), menciona brevemente este complejo. SANTAMARÍA y SCHUBERT 963 (1974), realizan análisis químicos para fines comparativos, y presentan las únicas edades radimétricas disponibles hasta el presente. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), resumen la información disponible sobre esta unidad litológica. Localidad tipo: MARTÍN B. y AROZENA (op. cit.), no proponen formalmente una localidad tipo, pero citan repetidamente el cerro Santa Ana (península de Paraguaná) como el núcleo más importante del complejo. Extensión geográfica: El complejo ocupa algo más de 25 km2 e incluye el cerro Santa Ana y los flancos occidentales de los cerros Siraba y Arajó, península de Paraguaná, estado Falcón. Descripción litológica: Según MARTÍN B. y AROZENA (op. cit.), el Complejo Subvolcánico Toleítico Estratificado de Santa Ana se trata de una secuencia estratificada, en la que se reconocen tres facies texturales que gradan verticalmente entre sí de la siguiente forma: un basalto esencialmente afanítico en la porción superior, un basalto porfídico en la parte central y un basalto gabroide en la porción inferior. Forman capas de flujo gradadas, rítmicas y cíclicas, de 3 a 10 m de espesor individual y de contactos abruptos o transicionales. La secuencia exhibe una composición mineralógica semejante en todo su espesor y se compone de fenocristales de piroxeno diopsídico y de plagioclasa intermedia a cálcica sausuritizada, embebidos en una matriz feldespática seudo-isótropa. La composición química de estos basaltos, indica que este complejo subvolcánico corresponde a la zona de transición entre el basalto toleítico al basalto de alto contenido de alúmina y al basalto toleítico oceánico tipo Pacífico originado como magma primario del manto. No presenta metamorfismo ni un grado mayor de recristalización. Ambiente tectónico y petrogénesis: MARTÍN B. y AROZENA (1972), postulan el origen del Basalto de Santa Ana en la base de una cresta oceánica, adyacente a una zona de crestasurco de tipo Pacífico, su separación de la corteza oceánica como un prisma y su arrastre a niveles superiores por diapirismo. Los resultados del estudio gravimétrico (GRATEROL, en MARTÍN B. y AROZENA, op. cit.), indican que este complejo es un cuerpo de dimensiones finitas, alóctono y tectónicamente desplazado desde su sitio de origen a su posición actual. Las autoras destacan, que el desarrollo de texturas propias de niveles hipabisales y la ausencia de estructuras de flujo subacuático y de asociaciones piroclásticas u ofiolíticas, permiten clasificar el complejo como subvolcánico. No se detallan las relaciones genéticas del Complejo de Santa Ana con el contiguo Gabro Zonado de SirabaCapuana, y con el más distante Complejo Ultramáfico Zonado de Tausabana-El Rodeo. Espesor: El espesor total es de unos 750 m. Relaciones de campo: En su límite oriental está en contacto de falla con Gabro Anortosítico de Siraba-Capuana, que la separa a su vez del Complejo Ultramáfico de Tausabana-El Rodeo; el resto del cuerpo está cubierto por terrazas miocenas. 964 Edad: Los resultados del análisis geocronológico radimétrico por el método K/Ar de roca total, realizado por SANTAMARIA y SCHUBERT (1974), arrojan una edad de 129 ± 14 ma, correspondiente al Cretácico temprano. Correlación: MARTÍN B. y AROZENA (1972), no presentan correlación alguna del Complejo de Santa Ana con otros cuerpos similares. SANTAMARIA y SCHUBERT (1974), realizan estudios geoquímicos comparativos entre las diversas secuencias toleíticas de las islas frente a las costas venezolanas (Los Monjes, Curazao, Aruba y Gran Roque) de Paraguaná y de la cordillera del Caribe. El nombre formacional Santa Ana ha sido utilizado con anterioridad, aunque informalmente, por MACSOTAY (1968), para designar sedimentos del Plioceno superior, expuestos en la región de El Pilar, estado Sucre (LEV, 1970). MITAGE et al., (1989) propusieron redefinir el nombre de Santa Ana como "Complejo de Santa Ana" que no incluiría el presente complejo subvolcánico(y que estos autores no describen), sino una asociación ofiolítica compuesta por todas las demás rocas máficas y ultramáficas que afloran en el cerro Santa Ana y en las colinas inmediatas. INVÁLIDO SANTA ANA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Sucre. METZ (1968) y MACSOTAY (1968-a) emplearon este término en sus Cuadros de Correlación para designar sedimentos del Plioceno tardío, expuestos en la región de El Pilar, estado Sucre. En el texto, MACSOTAY, op. cit., describió someramente intercalaciones de areniscas de grano fino a medio, arcilita arenosa y limolita. Los afloramientos del área del pueblo de El Pilar, han sido descritos por ALVAREZ et al., (1985) con el nombre de Formación Los Arroyos. Los afloramientos de arcilitas y calizas lacustres al sur del río Chaguaramas, que se extienden a unos 10 km al sur de El Pilar (METZ, 1968, MACSOTAY, 1968-a) fueron denominadas Formación Guatamarito por MACSOTAY et al., (1985), pero sin dar descripción. El término de Santa Ana, Formación, queda invalidado por el de Santa Ana, Gabro de, por prioridad de publicación, (MÉNDEZ y MARTÍN, 1960). Véanse: LOS ARROYOS, FORMACIÓN; GUATAMARITO, FORMACIÓN y SANTA ANA, GABRO. INVÁLIDO SANTA ANITA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico superior)-CENOZOICO (Terciario inferior) 965 Estado Anzoátegui. Este nombre fue introducido por HEDBERG (1937-c) para designar la formación posteriormente elevada a rango de grupo. Véase: SANTA ANITA, GRUPO. VÁLIDO SANTA ANITA, GRUPO MESOZOICO (Cretácico: Campaniense)-CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Estado Anzoátegui El Grupo Santa Anita fue descrito originalmente por HEDBERG (1937-a) como Formación Santa Anita, para designar parte de los sedimentos expuestos a lo largo del río Querecual, cerca del paso Santa Anita, en los alrededores del pueblo Bergantín, estado Anzoátegui. La subdividió en los miembros San Juan, formado principalmente por areniscas, y Caratas, compuesto de areniscas, lutitas grises, limolitas y dolomitas. HEDBERG y PYRE (1944), reconocieron un miembro intermedio, la lutita de Vidoño. LIDDLE (1946), elevó la formación al rango de grupo, pero sin describir ni diferenciar formaciones. HEDBERG (1950), propuso formalmente elevar al rango de grupo a la antigua Formación Santa Anita, la cual estaría formada por aquellos miembros definidos anteriormente en el noreste del estado Anzoátegui, así como aquellas unidades que fueren definidas posteriormente. El Grupo Santa Anita quedaba constituido por las formaciones San Juan, Vidoño y Caratas. SALVADOR (1964-a), incluye alMiembro Tinajitas en la Formación Caratas. ROSALES (1960), LAMB (1964), PEIRSON (1965) y CAMPOS y OSUNA (1977), realizaron estudios litológicos y paleontológicos de los sedimentos que componen este grupo. GALEA (1985-a), propuso formalmente incluir a la Formación Peñas Blancas como la unidad superior del Grupo Santa Anita, e incluir al Miembro Tinajitas como un miembro de esta formación, característico del área de Barcelona. De esta manera, el Grupo Santa Anita queda constituido, de base a tope, por las formaciones San Juan, Vidoño, Caratas y Peñas Blancas; en esta última se incluye al Miembro Tinajitas. La extensión geográfica del grupo abarcaría desde las cercanías de Maturín, estado Monagas, al este (Dl CROCE, 1987), hasta la región de Clarines, en el estado Anzoátegui, al oeste (GALEA, 1985-a). La localidad tipo del Grupo Santa Anita se encuentra a lo largo del río Querecual, en las inmediaciones del paso Santa Anita. Este es el primer paso donde la carretera Barcelona-Bergantín cruza sobre el río. La Formación San Juan se localiza desde 150 m aguas arriba del paso Santa Anita, desde el contacto con la Formación San Antonio, infrayacente, hasta la desembocadura del caño San Juan en el mismo río Querecual. La Formación Vidoño tiene su localidad tipo en el valle del mismo nombre, en la carretera Barcelona-El Rincón, en las cercanías del pueblo Vidoño. La Formación Caratas tiene su localidad tipo desde el paso Santa Anita, en el río Querecual, hasta 600 m aguas abajo del mismo paso. La Formación Peñas Blancas tiene su 966 localidad tipo en el cerro Peñas Blancas, al norte de la población de Clarines, estado Anzoátegui. Véanse: CARATAS, FORMACIÓN; VIDOÑO, FORMACIÓN FORMACIÓN y SAN JUAN, INVÁLIDO SANTA BÁRBARA, CONGLOMERADO DE CENOZOICO (Cuaternario) Estado Zulia. TASH (1937-a) empleó este término informal para designar afloramientos locales de la Formación ElMilagro (su "Grupo Maracaibo superior"); el nombre quedó automáticamente invalidado por homonimia con la Arena Santa Bárbara de LIDDLE (1928). INVÁLIDO SANTA BÁRBARA DE ZAMORA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario superior) Estado Barinas. LIDDLE (1928) llamó "Capas de Santa Bárbara" a los sedimentos deltaicos y lacustres, localmente suprayacentes a la Formación La Luna en las cercanías del pueblo del mismo nombre, estado Barinas. Posteriormente (1946), separó en la secuencia a las "capas de Santa Bárbara de Zamora" (por el antiguo nombre del estado Barinas), de areniscas y lutitas con capas de carbón e impregnaciones asfálticas, expuestas en los ríos Zapa y Chú (Quiú), que incluyó en su Formación Misoa-Trujillo. ALBERDING (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) incluyó erróneamente esta última secuencia, equivalente a su Formación El Mene, corno miembro superior (Miembro Capitanejo) de las Capas de Santa Bárbara de Zamora. El término aparentemente abarca todos los sedimentos del Terciario Superior que suprayacen rocas del Terciario Inferior, Cretáceo y pre-Cretáceo, a través del piemonte andino. El nombre es inválido por incluir rocas de litologías y edades diferentes, y ha sido reemplazado en parte por las formaciones Parángula y Río Yuca. Véanse: PARÁNGULA, FORMACIÓN; RIO YUCA, FORMACIÓN. INVÁLIDO SANTA BÁRBARA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario superior) Estado Barinas. 967 Este término fue introducido por LIDDLE (1926) para designar capas expuestas en los alrededores del pueblo del mismo nombre, Estado Barinas, y posteriormente modificado por el mismo LIDDLE (1946) a "Capas de Santa Bárbara de Zamora". INVÁLIDO SANTA BÁRBARA, FACIES MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. KEHRER (1938-a, b) dividió la secuencia cretácea expuesta en Los Andes surorientales en cuatro "facies" vagamente definidas, que llamó Ortiza (calcárea), Navay (ftaníticoarcillosa), Santa Bárbara (ftanítico-arenosa) y Quiú (arenosa-arcillosa). Según PIERCE (1960) estas unidades no son delimitables y gradan indefinidamente entre sí. El término es inválido además por homonimia con otras unidades descritas en Venezuela occidental. INVÁLIDO SANTA BÁRBARA, METAGABRO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue empleado por KALLIOKOSKI (1965-a, e) para designar anfibolita clorítico-antofilítica y metagabro duro oscuro, expuestos en una faja al este y oeste de Santa Bárbara; las rocas forman parte de varias "intrusiones máficas y ultramáficas" que el autor incluyó en su Asociación Carichapo-Pastora. El término es inválido por su homonimia con Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa. VÁLIDO SANTA BÁRBARA, MIEMBRO (Formación La Rosa) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. LIDDLE (1928), llamó Arena de Santa Bárbara, a la parte inferior de los sedimentos incluidos hoy en la Formación La Rosa. SUTTON (1946), describió el Miembro de Arena Basal de Santa Bárbara en los campos costaneros del distrito Bolívar, como areniscas pobremente consolidadas de aguas salobres a marinas, muchas de ellas muy arcillosas, con intercalaciones frecuentes de arcillas laminares. Pese a su homonimia con otras unidades descritas con el mismo nombre, el término es válido por haberse establecido la invalidez de aquéllas. DUSENBURY (LEV, 1956), analizó detalladamente las diversas subdivisiones de 968 la Formación La Rosa. La Arena Santa Bárbara, esproductora de petróleo en los campos costaneros deBolívar, lago de Maracaibo. Véase: LA ROSA, FORMACIÓN INVÁLIDO SANTA BÁRBARA,"SERIE" MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario) Estado Barinas. CHRIST (1927) designó con este nombre a todos los sedimentos expuestos en el camino Santa Bárbara de Barinas-Mucuchachí, comprendidos entre la "Serie La Lomita" (hoy Formación La Quinta) y la "Formación Los Llanos" (Formación Guanapa). Autores posteriores reconocieron en esta secuencia a las formaciones Tomón, Cogollo y La Luna, la "Facies de Santa Bárbara" del Cretáceo, las "Capas de Santa Bárbara de Zamora" y otras, no designadas, del Terciario. ALBERDING (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) recomendó la eliminación del nombre por su definición inadecuada y sustitución posterior por otros términos mejor definidos. INVÁLIDO SANTA BÁRBARA, ZONAS DE (Formación La Pica) CENOZOICO(Terciario: Mioceno) Estado Monagas. Según DE SISTO (1962) las arenas productoras de la Formación La Pica en los campos petrolíferos del Área Mayor de Santa Bárbara se dividen en Zonas Superior e Inferior de Santa Bárbara. Estos términos informales son inválidos por homonimia con otras unidades de igual nombre. VÁLIDO SANTA CRUZ, GNEIS DE PRECÁMBRICO Estado. Bolívar. Referencias: KALLIOKOSKI (1965-a), describió la unidad como parte de su Serie Pastora. Más tarde,MENÉNDEZ (1968; 1972), la incluye en el Complejo de Supamo que aflora en la parte norte de la región de Guasipati. Localidad tipo: Santa Cruz a lo largo de la carretera Upata- Guasipati, estado Bolívar (Hoja Nº 7839, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). 969 Extensión geográfica: Tiene extensión local. En la localidad tipo ocupa una faja de unos 3 km de ancho y un mínimo de 10 km de largo en sentido sudeste - noreste. Su extensión hacia el noreste no se ha precisado aún. Descripción litológica: Está constituido esencialmente de gneis porfidoblástico. El contenido de porfidoblastos es variable, componen hasta el 30% de la roca y alcanzan tamaños de 1 cm por 3 cm. La matriz según estudio de KALLIOKOSKI (op.cit.) está constituida por cuarzo (23%), plagioclasa (45%), microclino (20%), hornablenda (5%) y biotita (6%). MENÉNDEZ (1972) señaló que esta unidad está constituida por capas gnéisicas porfidoblásticas que despliegan bandeamiento por diferente granularidad, con espesores variables entre 10 cm y 2 m; las bandas suelen estar separadas por láminas muy ricas en biotita. Los porfidoblastos son de plagioclasa o de microclino; los mayores de hasta 5 cm, son de microclino y los más pequeños pueden ser de plagioclasa o de microclino. Al microscopio se observa textura poiquiloblástica en el microclino, y los porfidoblastos de plagioclasa muestran bordes aserrados, ambos embebidos en una matriz granoblástica. Los gneises cuarzo feldespáticos alternan con una menor proporción de capas, localmente lenticulares, de anfibolita y de gneis hornabléndico. Ambiente tectónico y petrogénesis: El paralelismo de la láminas ricas en biotita con las capas de anfibolitas, además de la riqueza en cuarzo de algunas de las capas, sugieren su derivación supracortical sedimentaria o volcanogénica (MENÉNDEZ, 1972), aunque no es descartable un origen ígneo para la unidad (KLAR, 1978, en MENÉNDEZ, 1994; 1995). Relaciones de campo: Hacia el sur los gneises gradan a migmatitas en la que la anfibolita es un constituyente conspicuo (KALLIOKOSKI, op.cit.) Edad: KLAR (1978, en MENÉNDEZ, op. cit.) señala una edad U/Pb de 2085 ± 5 Ma a partir de análisis isotópicos de concentrado de circón de algunas muestras del gneis de Santa Cruz y del gneis de Las Cosoibas, y sugiere una edad de cristalización de 2.1 Ga si las unidades son de origen ígneo o una edad máxima de 2.3 Ga, en la fuente, si son de origen sedimentario. Correlación: La unidad es litológicamente semejante a los gneises de las Cosoibas y Oronato (MENÉNDEZ, 1972), también del Complejo de Supamo. Sinonimia: SHORT y STEENKEN (1962) describieron estas rocas como gneis tipo Gurí y señalaron su extensa distribución en la Provincia de Pastora. KALLIOKOSKI (op.cit.), opina que el Gneis de Santa Cruz, carece de características suficientes como para atribuirle significación estratigráfica regional. INVÁLIDO SANTA INÉS, FORMACION, GRUPO CENOZOICO. (Terciario: Eoceno-Mioceno) 970 Estado Anzoátegui GARNER (1926) llamó Formación Santa Inés a una unidad local compuesta de areniscas y lutitas, que forman pequeños cerros al norte de Santa Inés, estado Anzoátegui. HEDBERG (1937-a, b, e) extendió su alcance. Posteriormente HEDBERG y PYRE la llamaron "Formación (o Grupo) Santa Inés". A pesar de que seguían limitando su extensión a la misma región general de Anzoátegui nororiental, mencionaron unos 1800 metros de espesor y la dividieron en varias lenguas y miembros llamados Capaya, Carapita, Uchirito, Revoltijo, Salomón, Dividive, Capiricual y Quiamare. HEDBERG (1950-a) elevó la unidad a rango de grupo y la mayoría de las subdivisiones anteriores al de formación; además, su reconocimiento hacia el oeste hasta Guárico para incluir las formaciones Chaguaramas, Roblecito, La Pascua, Guarumen y otras menores, y hacia el sur y sureste para incluir las formaciones Oficina y Freites. Según SALVADOR (1964-b) la unidad así definida "... cubre el área total de la cuenca oriental de Venezuela, pudiendo estimarse conservadoramente que forma por lo menos las cuatro quintas partes de su relleno sedimentario. Incluye más de 20 formaciones, que varían en composición litológica desde capas rojas continentales y fanglomerados aluviales, hasta lutitas oscuras de foraminíferos de aguas profundas (légamos de Globigerina), y se extiende cronológicamente desde el Eoceno superior extremo hasta el Mioceno medio o tardío". Debido a su limitado valor en este sentido y a las posibles confusiones engendradas por su empleo, consideró el término como innecesario. Siguiendo este criterio el nombre fue omitido en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano de Petróleo (SVIP, 1963). VÁLIDO SANTA ISABEL, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense) Estado Aragua. Referencias: Las rocas de la localidad tipo de esta formación fueron estudiadas por LÓPEZ (1942) sin asignarle nombre formacional. SHAGAM (1960) introdujo el término de Formación Santa Isabel, interpretándola como la unidad superior del Grupo Villa de Cura. KONIGSMARK (1966), JARVIS (1966) y OXBURGH (1965) aceptaron dicha posición para la Formación. SEIDERS (1965) en su estudio de Miranda central la colocó en la base del Grupo. PIBURN (1968) la describió y acepta el orden propuesto por SHAGAM. NAVARRO (1983) presenta un estudio geoquímico y petrográfico, correlacionándola con su Unidad de Granofels. GIRARD (1981), BEETS et al. (1984), BECK (1986) aportan nueva información petrológica, geoquímica y estructural. URBANI et al. (1990) la cartografían en la parte norte del Parque Nacional Guatopo, estado Miranda. Localidad tipo: Hacienda Santa Isabel, a unos 7 km al NO de San Juan de los Morros, estado Guárico. Allí hay buenos afloramientos en las quebradas Las Minas y Chacao (Hoja Nº 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Según PIBURN (1968) los mejores afloramientos se encuentran en la quebrada Dos Hermanas, al noreste de San Sebastián, estado Aragua. 971 Extensión geográfica: La unidad aflora desde la parte noroccidental del estado Cojedes, continuando por Carabobo, norte de Guárico, Aragua central y en Miranda hasta la zona de Guatopo. Descripción litológica: SHAGAM (1960) en su descripción original indica que la litología típica es la "granulita cuarzo - albítica", término empleado por dicho autor para designar un granofel compuesto predominantemente por cuarzo y albita no maclada, con textura granoblástica, pero a medida que aumenta el porcentaje de otros minerales este tipo de roca pasa a esquisto clorítico y crossítico, además menciona pequeñas cantidades de metaftanita, metalava máfica y metatoba, con ocasionales cuerpos intrusivos discordantes de metadiorita. PIBURN (1968) indica la presencia en Aragua de metaconglomerado volcánico, que aunque poco abundante, también afloran en el río Guárico, constituyendo uno de los tipos característicos de la formación. Este metaconglomerado es de color verde oscuro, con fragmentos de hasta 20 cm de diámetro en una matriz de grano fino. El granofel es más abundante en Aragua y disminuye en Guárico, siendo una roca de grano fino a medio, laminada y gruesamente esquistosa,con una composición promedio de albita (50%), cuarzo (25), epidoto (5), clorita (20), glaucofano (10) y cantidades menores de muscovita, estilpnomelano y esfena. El granofel y esquisto cuarzo - albítico constituyen el 70% de la formación. La filita y esquisto clorítico - crossítico representan el 20% de la unidad. Igualmente hay cantidades subordinadas de metatoba y metaftanita. NAVARRO (1983) al describir su Unidad de Granofels indica que la litología predominante es el granofel cuarzo-feldespático-epidótico, en ocasiones con estilpnomelano, clorita, clinozoisita, anfíbol azul (glaucofano - crossita) y anfibol azul verde (barroisita), formando una secuencia monótona con intercalaciones de esquisto clorítico, esquisto feldespático - epidótico, delgados intervalos de metaftanita y metalava piroxénica, especialmente abundantes hacia su contacto con la Unidad de Metalavas. El estudio petrográfico permite identificar asociaciones mineralógicas que indican que estas rocas fueron sometidas a un metamorfismo de alta relación P/T en las zonas de la barroisita - (zoisita/clinozoisita) - albita, glaucofano - hornablenda barroisítica y epidoto (zoisita/clinozoisita) - glaucofano, correspondientes a las facies de los esquistos verdes y esquistos azules. NAVARRO et al. (1987, 1988) recomiendan redefinir esta formación como secuencias clásticas de la cuenca ocasionalmente interdigitados con cuerpos de lava almohadillada de piso oceánico. Espesor: Se ha estimado un espesor de alrededor de 1200 m, aunque el intenso plegamiento dificulta mediciones confiables. Según PIBURN (1968) en el Guárico la sección expuesta llega a los 4000 m. Relaciones de campo: El contacto septentrional de la franja de afloramientos de la Formación Santa Isabel, con la Formación el Carmen, es concordante, mientras que su contacto meridional con la Formación Las Hermanas, ha sido considerado como discordante por SHAGAM (1960) y tectónico por NAVARRO (1983) y OSTOS (1990). 972 Fósiles: No se han encontrado. Edad: Posiblemente Cenomaniense por su posición estratigráfica. Correlación: No se ha establecido con otras unidades de la cordillera de La Costa. Importancia económica: Dentro de esta formación, en la hacienda Santa Isabel que le da su nombre, se localiza un depósito mineral que durante el período colonial y hastafines del siglo XIX fue explotado para oro (MARCANO, 1887), mientras que a mediados del presente siglo se realizó una explotación subterránea de los sulfuros de zinc y de cobre (LÓPEZ, 1942; BRICEÑO, 1979 y RODRÍGUEZ, 1986). En la misma localidad también se encuentra un pequeño depósito de baritina en cuerpos poco espesos y lenticulares, asociados a las rocas metavolcánicas, estos fueron explotados a cielo abierto (RODRÍGUEZ, 1971, 1978, 1986). Sinonimia: Unidad de Granofels de NAVARRO (1983) Véase: VILLA DE CURA, GRUPO. INVÁLIDO SANTA LUCÍA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Guárico. Este nombre fue publicado por HEDBERG (1950-a), quien indicó la posición de la unidad entre las formaciones Cucharo y Zuata. SALVADOR (1964-b) demostró posteriormente que los límites de esas tres unidades dentro de la Formación Chaguaramas, de uso actual, no pueden reconocerse por medio de las técnicas litoestratigráficas establecidas y por lo tanto carecen de validez. Véase: CHAGUARAMAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO SANTA MARÍA, DIQUE DE PRECÁMBRICO (?) Estado Bolívar. Este nombre fue introducido informalmente por CHASE (1965) para designar un dique de diabasa de unos 80 kilómetros de extensión, aproximadamente paralelo a la zona de fallas de Gurí, que muestra varias ramificaciones y diques asociados menores. RATMIROFF (1965) también describió diques de diabasa sin efectos metamórficos y mencionó el dique 973 de Santa María, de 80 metros de espesor y extensión continua a lo largo de la zona de falla de Gurí, KALLIOKOSKI (1965-a, b) se refirió a lo que parece serel mismo cuerpo con el nombre informal de dique de Casa Verde, aunque la sinonimia está por verificarse. CHASE (op. cit.) señaló la ausencia de lineación o foliación de la roca, de textura subofítica y composición principalmente de plagioclasa, piroxeno y mena de hierro, y la poca profundidad de la intrusión. El término es inválido por homonimia posterior con el "paquete de Santa María" de la Formación Naricual, y deberá ser sustituido. INVÁLIDO SANTA MARÍA, LUTITAS DE CENOZOICO (Cretácico) Estado Sucre. Según ROYO y GOMEZ (1960) este nombre fue empleado por KARSTEN (1850) en la primera mención de plantas fósiles, provenientes de lo que se conoce actualmente como Formación Barranquín. Véase: BARRANQUÍN, FORMACIÓN. INFORMAL SANTA MARÍA, PAQUETE DE (Formación Naricual) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Anzoátegui. En su estudio de los yacimientos de carbón de la Formación Naricual en su sección tipo, GONZÁLEZ DE JUANA y AGUERREVERE (1938-a, b) reconocieron tres intervalos con un contenido aparente de carbón aprovechable que llamaron "paquetes" de Aragüita, Mallorquín y Santa María en secuencia descendente. HEDBERG y PYRE (1944) y BELLIZZIA y MARTÍN (1961) emplearon la misma nomenclatura e indicaron la extensión localizada de las unidades. GREGORY LONDON (1964) llamó a las mismas "grupos de capas de carbón", "grupo Santa María", etc. Véase: NARICUAL, FORMACIÓN. INVÁLIDO SANTA RITA, ARCILLA DE, CONGLOMERADO DE, PISO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. 974 El nombre "arcilla de Santa Rita" fue publicado en el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1956) como sinónimo del Miembro Turupia de la Formación Caujarao. SENN (1935) empleó los nombres "Conglomerado de Santa Rita" y "Piso Santa Rita" para designar a la formación del mismo nombre, de uso actual. Véase: SANTA RITA, FORMACIÓN. VÁLIDO SANTA RITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio tardío) Estado Falcón. Referencias: SENN (1935) denominó Conglomerado de Santa Rita al miembro basal de la Formación Agua Negra. Posteriormente (DE RIVERO, LEV, 1956), pasó la Formación Agua Negra a rango de grupo. GUEVARA (1967) elevó el Conglomerado de Santa Rita a formación y la describió detalladamente, ampliando su extensión geográfica hasta Zulia oriental. SENN (op. cit.), propuso el reconocimiento de un Piso Santa Rita que abarcaría la Formación Santa Rita y la parte de la Formación Jarillal caracterizada por el molusco Raetomya, y correspondería al Eoceno tardío más joven. Ni este, ni otros pisos propuestos por SENN, fueron reconocidos, PITTELLI y MOLINA (1989) identificaron la Formación Santa Rita como la unidad basal carbonática del Grupo Agua Negra, la cual se extiende en una franja discontinua, desde Falcón occidental hasta Zulia oriental. Localidad tipo: SENN (1935) designó como localidad tipo ambos flancos del anticlinal de Buena Vista, a lo largo del antiguo camino Piedra Grande-Baragua, en la serranía de Agua Negra, estado Falcón (Hoja Nº 6247, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). GUEVARA (1967) indicó como sección tipo para la Formación Santa Rita, la sección de la carretera cerca del caserío Santa Rita, unos 12 km al NNE de Baragua. Como secciones de referencia propuso las que afloran en la quebrada Mamoncito y quebrada El Oro-quebrada Los Manantiales, en el estado Lara. PITTELLI y MOLINA (1989) designaron como secciones de referencia ensuperficie: el cerro El Venado, carretera La Arepa-Valera, distritos Bolívar y Baralt, estado Zulia, En el subsuelo, en el pozo Pica Pica-IX (1366 m a 1824 m), situado a 10 km al sur del poblado El Consejo. Otras localidades donde puede apreciarse a la formación son el poblado de La Victoria y de Piedras Blancas. Extensión geográfica: GUEVARA (1967) reconoce la Formación Santa Rita en la serranía de Baragua, en la cordillera de Buena Vista, y en afloramientos discontinuos desde esta serranía hasta las proximidades de Churuguara. Al oeste, en el estado Zulia, menciona la presencia de la Formación Santa Rita cerca del cerro Venado, al norte de la serranía de Misoa. PITTELLI y MOLINA (1989) restringieron la Formación Santa Rita a una franja discontinua de afloramientos que abarca el borde sur y noroccidental de la cuenca de Falcón, hasta Zulia nororiental, siguiendo la dirección de los poblados de Baragua, Altagracia, Quebrada Arriba, El Venado, La Victoria y El Mene de Mauroa. La extensión de esta formación en el subsuelo es similar a la de los afloramientos. 975 Descripción litológica: SENN (1935) describe la Formación Santa Rita como compuesta de conglomerados de grano grueso, areniscas y margas arenosas intercaladas con calizas con orbitoides. El conglomerado consiste predominantemente de cantos rodados que alcanzan hasta 10 cm de diámetro de cuarzo blanco, ftanitas negras cretácicas, cuarcitas de grano grueso de la Misoa-Trujillo y areniscas diversas; los cantos de jaspe verde son especialmente característicos de estos conglomerados. GUEVARA (1967) caracteriza la formación por la presencia de conglomerados calcáreos, grises, con tonos verdes y rojizos, con fragmentos de calizas, areniscas, ftanita y cuarzo; areniscas calcáreas, grises, conglomeráticas; lutitas limosas, gris oscuro, micáceas; margas arenosas grises, con tonos marrones y calizas gris oscuro, finamente estratificadas a masivas, con algas, foraminíferos grandes y guijarros de ftanita. PITTELLI y MOLINA (1989) indican la presencia de calizas y un conglomerado basal discontinuo, formado principalmente por fragmentos de calizas; la matriz del conglomerado es una arenisca muyfina,calcárea,confragmentos bioclásticos. Transicionalmente sobre este conglomerado, se encuentran las calizas que distinguen a la formación.Donde el conglomerado no se observa, la base de la formación es una caliza bioclástica, con fragmentos de hasta 1 mm. La caliza basal ocasionalmente es ligeramente arenosa, y está formada por fragmentos de algas, fragmentos de macroforaminíferos y bioclastos sin diferenciar. Subiendo en sección y transicionalmente, el tamaño de los macroforaminíferos en las calizasaumenta, y se observan a su vez, fragmentos de algas melobesioidales del tipo ramoso. Hacia la parte superior, las calizas presentan foraminíferos grandes de hasta 5 mm de tamaño y se observan rodolitos. El tope de la formación se caracteriza por la presencia de calizas arenosas con bioclastos. Según GUEVARA (1967) los conglomerados y calizas fosilíferas de la Formación Santa Rita fueron depositados en un ambiente litoral a nerítico interno. Según PITTELLI y MOLINA (1989) las características paleontológicas y litológicas de las calizas evidencian una sedimentación en la plataforma externa, lejos de la costa, con alta energía y con una profundidad de agua entre 60 y 80 m. Espesor: SENN (1935) midió en la localidad tipo 400-450 m de espesor. GUEVARA (1967) no indica espesores, mencionando que el espesor anterior parece ser el máximo para la unidad. PITTELLI y MOLINA (1989) midieron 458 m en el pozo Pica Pica-1X, donde se encuentra la sección más completa en el área occidental de Falcón. Los espesores medidos en campo en esta área representan solamente parte de la secuencia, no siendo mayores de 30 m. Relaciones de campo: SENN (1935) menciona un contacto inferior discordante sobre las formaciones Paují o Misoa, aunque el contacto rara vez es observable en el campo y está enmascarado por intenso plegamiento. El contacto superior, según GUEVARA (1967), es transicional con la Formación Jarillal, y su límite lo toma en la base de la sección predominantemente lutítica. Según PITTELLI y MOLINA (1989), el contacto inferior se supone concordante con la Formación Misoa; el contacto superior es concordante y transicional con la Formación Jarillal. 976 Fósiles: La Formación Santa Rita contiene foraminíferos y moluscos. Los foraminíferos identificados por GORTER y VAN DER VLERK (1932) y por GRAVELL (1933), incluyen: Discocyclina flintensis, D. (Asterocyclina) georgina, Lepidocyclina trinitatis, Nummulites cf. parvulus, Operculina cf. cookei, Bulimina jackonensis. RUTSCH (1930, 1937) identificó el característico gasterópodo eoceno Rimella (Ectinochilus) gaudichaudi alauda. SEITZ y RUTSCH (1930) determinaron el pelecípodo Mya (Raetomya) schweinfurthi falconensis y MILLER (1947) identificó ejemplares del nautiloideo Aturia peruviana. Según PITTELLI y MOLINA (1989), los fósiles más característicos son los macroforaminíferos Lepidocyclina pustulosa, Helicolepidina sp., Heterostegina sp., Asterocyclina sp., Nummulites (Paleonummulites) trinitatensis; abundantes algas rojas melobesioidales tales como Mesophyllum sp., Lithophyllumsp., Lithoporella sp.; foraminíferos bénticos arenáceos y calcáreos y fauna asociada, tal como fragmentos de briozoarios, fragmentos de placas y espinas de equinodermos. Edad: Eoceno medio tardío con base al contenido fosilífero. Correlación: La Formación Santa Rita se correlaciona con la Formación Caús, en parte (PITTELLI y MOLINA, 1989). INVÁLIDO SANTA ROSA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. Según GONZÁLEZ DE JUANA (1951-a), este nombre se empleaba en informes inéditos para designar un intervalo de caliza en la base de la Formación Colón, posteriormente denominado "Miembro Socuy" (SELLIER DE CIVRIEUX, 1952). El término no se ha vuelto a utilizar en la literatura y a pesar de su prioridad publicación, debe considerarse como sinónimo del Miembro Socuy. Véanse: COLÓN, FORMACIÓN; SOCUY, MIEMBRO. VÁLIDO SANTA ROSALÍA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: Este término es introducido por RÍOS (1972) para designar a una unidad de rocas de composición granítica, expuestas extensamente al este y al oeste del río Cuchivero, 977 Estado Bolívar, la cual incluyó en su Asociación Ígnea Cuchivero. MENDOZA (1972) la describe en el área del río Suapure y la incluyó en el Grupo Cuchivero. Localidad tipo: RÍOS (op. cit.), menciona la existencia de afloramientos de este granito en los alrededores del poblado de Santa Rosalía, al este del río Cuchivero, de donde toma su nombre. Descripción litológica: Es un granito biotítico, color rosado a gris, de grano fino a grueso, con predominio de la fracción de grano medio a grueso, macizo fanerocristalino, porfídico, que en zonas restringidas muestra débil foliación. Su composición mineralógica, bastante constante en todas las localidades donde se ha descrito, consiste de cuarzo (35%), biotita como principal componente máfico (5%) y cantidades menores de hornablenda, epidoto, clorita y opacos. Es hipidiomórfico granular, masiva a cataclástica. El cuarzo es anhedral y presenta extinción ondulada. El feldespato potásico ocurre en cristales subhedrales mayores a 1 cm, con buen desarrollo del enrejado microclínico. La plagioclasa varía de albita a oligoclasa, es anhédrica a subhédrica con inclusiones de sericíta y epidoto. La biotita generalmente de color verde botella, se presenta en cristales euhedrales como hojuelas entre el feldespato. La hornablenda, de color verde, aparece en algunos casos alterada a biotita y clorita. Extensión geográfica: El Granito de Santa Rosalía aflora extensamente en los valles de los ríos Cuchivero y Guaniamo y soporta las mayores elevaciones de la región. MENDOZA (op. cit.), lo describe en la cuenca del río Suapure. Se han descrito granitos tipo Santa Rosalía en diversas localidades de la parte norte central del estado Amazonas por MENDOZA et al (1977), en el área de San Fernando de Atabapo por RIVAS (1985), en la zona de San Carlos de Río Negro por MARTINEZ (1985) y en el área del río Parupa, afluente del río Caroní, por TAKEDA et al (1989). Contactos: El Granito de Santa Rosalía es intrusivo en las rocas volcánicas de la Formación Caicara. MENDOZA (op, cit.), menciona que en el área del río Suapure, el Granito de Parguaza es intrusivo en el Granito de Santa Rosalía. Edad: En el área del río Cuchivero, OLMETA (1968), determinó una edad de 1120 ± 60 Ma por el método K/Ar; edad que pudiera corresponder al evento termal Orinoquense o Nickerian. En muestras provenientes del área del río Suapure se obtuvo una edad, por isocrona de Rb/Sr en roca total, de 1875 Ma (HURLEY et. al., 1977). GRAUDETTE et al. (1977) utilizando el mismo método obtuvo una edad de 1952 ± 71 Ma. MENDOZA (op. cit.), considera que el granito de Santa Rosalía en la región del río Suapure, pertenece a los granitos ricos en potasio del evento Trans-Amazónico, el cual ocurrió hace 1900±200 Ma. Correlación: MCCANDLESS (1965) consideró comagmáticos a la secuencia volcánica (Formación Caicara) y a los granitos de Cuchivero y de Parguaza, basándose en la composición química de las rocas. MENDOZA (op. cit.), está de acuerdo con el origencomagmático de las volcánicas de Caicara y el Granito de Santa Rosalía, y excluye al Granito de Parguaza por presentar diferencias de textura, mineralogía y composición 978 química con el Granito de Santa Rosalía. RIOS (op. cit.), correlaciona la unidad con el Granito de La Paragua y con la Granodiorita de San Pedro de Las Bocas. Geoquímica: Se caracterizan por contenidos relativamente altos de SiO2, K2O/Na2O, Rb/Sr y bajos contenidos de Al2O3, MgO, Ca, Sr, K/Rb. VÁLIDO SANTIAGO, MIEMBRO (Formación Agua Clara) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. WHEELER (1960) señaló la subdivisión en dos miembros de la Formación Agua Clara en la región noroccidental del distrito Democracia y nororiental del distrito Buchivacoa, en Falcón occidental. El Miembro Santiago, superior, está constituido por una sección de lutitas típicas de la Formación Agua Clara, con pocas areniscas interestratificadas. Se encuentra bien expuesto en la quebrada Santiago, al norte de cerro Frío. INFORMAL SANTO DOMINGO, GNEIS DE PRECÁMBRICO (?) Estado Mérida. Este término fue introducido por OPPENHEIM (1937-a, b) para designar gneises biotíticos inyectados por diques de aplita, expuestos en el curso superior del río Santo Domingo, estado Mérida. Según SUTTON (1946), estos gneises forman parte del Grupo Iglesias. El término se considera como informal debido a lo indefinido de las relaciones estratigráficas. Es sinónimo de la Formación Sierra Nevada (SASS y SHAGAM, 1960). SCHUBERT (1968) lo consideró equivalente a su Gneis Bandeado de La Mitisús. Véanse: IGLESIAS, GRUPO y LA MITISÚS, GNEIS BANDEADO DE. VÁLIDO SEBASTOPOL, COMPLEJO DE PRECÁMBRIO SUPERIOR Distrito Federal. Referencia: AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) nombran al "granito de Sebastopol" sin describirlo texturalmente, posteriormente los mismos autores (1938) lo denominan formalmente como "Complejo Basal de Sebastopol" y señalan que forma parte del núcleo de la cordillera de la Costa. DENGO (1950, 1951) y SMITH (1952) lo denominan como 979 "Complejo de Sebastopol", el primero dice que es un gneis en parte granítico y lo cartografía en la zona de Los Lechosos - La Mariposa, mientras que el segundo autor lo estudia en su localidad tipo y lo califica como un ortogneis granítico, igualmente ambos autores reafirman su posición como basamento de la secuencia de las rocas metamórficas del Grupo Caracas. WEHRMANN (1972) utiliza el nombre de "Complejo Basal de Sebastopol" pero distingue diferencias petrográficas significativas entre los cuerpos de la localidad tipo y el de Los Lechosos - La Mariposa, interpretando al primero como un ortogneis y al segundo esencialmente un paragneis. PIMENTEL et al. (1985) estudian el cuerpo de Los Lechosos - La Mariposa, llamándolo informalmente "Gneis de La Mariposa" como una unidad diferente al gneis de la localidad deSebastopol,adicionalmente presenta datosgeocronológicos. Más recientemente, BECK (1985, p. 294, 1986) lo denomina "Gneis de Sebastopol". OSTOS (1990, p. 20) utiliza el nombre de "Complejo de Sebastopol". Localidad tipo: Sitio de Sebastopol en la antigua carretera Caracas - Los Teques, a media distancia entre Las Adjuntas y Los Teques, estado Miranda. Los mejores afloramientos se encontraban en las márgenes del río San Pedro. Hoy el día este sitio corresponde a los barrios El Carite y Tierras Blancas (este último nombre es un topónimo que hace referencia al color blanquecino de esta unidad al estar muy meteorizada). Descripción litológica: DENGO (1951) lo describe como un gneis de grano fino fuertemente foliado, compuesto de cuarzo, ortosa, microclino, plagioclasa, muscovita y biotita, localmente es de grano más grueso con una estructura de gneis granítico. El carácter de ortogneis de las rocas de esta unidad (al menos de aquellas de la localidad tipo) ha sido aceptado por todos los autores que lo han estudiado. WEHRMANN (1972) lo describe como muy meteorizado, de color blanquecino característico, producido por la transformación de los feldespatos y cuarzo, reconoce el desarrollo de grandes porfidoblastos de microclino con tendencia a formar "augen", que a diferencia de la plagioclasa, no están deformados. Hacia los bordes del cuerpo se desarrolla foliación hasta formar un gneis de color verdoso por la presencia de clorita, finamente bandeado, que puede llegar a determinar intercalaciones con esquisto clorítico y filita clorítica. En esta zona se observan venas de clorita paralelas, o ligeramente discordantes con la foliación regional. En la zona de Los Lechosos, este autor primeramente describe un paragneis (véase el Para-gneis de La Mariposa), pero hacia el sur vuelve a aparecer un gneis parecido al de la localidad tipo, por lo cual deduce que en esta zona el paragneis fue intrusionado por un granito. Extensión geográfica: Únicamente se conoce el cuerpo de la localidad tipo, de unos 5 por 1,5 km (SMITH, 1952). DENGO (1951) y WEHRMANN (1972) también cartografían con este nombre al cuerpo de Los Lechosos - La Mariposa, que actualmente se ha separado y se conoce como "Para-gneis de La Mariposa" (PIMENTEL et al., 1985; URBANI, 1989). Relaciones de campo: Desde las descripciones iniciales se ha considerado discordante por debajo de los metaconglomerados de la Formación Las Brisas del Grupo Caracas. 980 Edad: El estudio de HESS (1972) presenta los datos de una sola muestra de roca total con muy alta relación Rb/Sr (28,0), de manera que utilizando cualquier relación inicial 87Sr/86Sr razonable, se puede estimar una edad modelo en el orden de los 425 Ma (Paleozoico, Ordovícico). Posteriormente GAUDETTE y OLSEWSKY (1979) datos de otra muestra, analizada tanto en forma total, como en una submuestra de la misma; con las tres muestras se obtiene una edad de 454 Ma. URBANI (1989) prefiere utilizar solamente las dos muestras de roca total, lo cual aporta una edad de 424 Ma, considerándola preferencial como edad de esta unidad hasta que haya estudios geocronológicos más detallados. Existe una edad K/Ar en muscovita con una edad de 41 ± 2 Ma (OLMETA, 1968). Aceptando la correlación regional de los diferentes autores en base a afinidades petrológicas con los otros cuerpos de gneises que constituyen el corazón de la Cordillera de la Costa y teniendo además la datación del Complejo de Peña de Mora que la ubica en el Precámbrico Tardío, se prefiere esta edad para el Complejo de Sebastopol. Correlación: WEHRMANN (1972, p. 2099) y OSTOS (1990, p. 20) lo correlacionan con el Complejo de El Tinaco. Geoquímica: DENGO (1951) presenta un análisis químico de componentes mayoritarios, a su vez reproducido en GONZÁLEZ et al. (1980, p. 310). Sinonimia: Sebastopol, Complejo Basal de; Sebastopol, Complejo de; Sebastopol, Granito de. Véase: LA MARIPOSA, PARA-GNEIS DE. INVÁLIDO SEBASTOPOL, COMPLEJO BASAL DE PALEOZOICO Distrito Federal. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937-a) nombraron por primera vez el "granito de Sebastopol", sin descripción textual. Posteriormente, los mismos autores (1938-a, b) describieron las rocas con el nombre de Complejo Basal de Sebastopol y señalaron que esté forma parte de del núcleo de la cordillera de la Costa. DENGO (1951) y SMITH (1952), llamaron "ortogneis granítico" a la misma unidad y reafirmaron su posición estratigráfica como basamento de la secuencia metamórfica de la cordillera de la Costa. Véase: SEBASTOPOL, COMPLEJO DE. INVÁLIDO SEBASTOPOL, GNEIS DE, GRANITO DE 981 PREMESOZOICO (?) Estado Miranda. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937-a, b) introdujeron el nombre granito de Sebastopol en una columna estratigráfica generalizada; en 1938 (a, b) lo redefinieron como Complejo Basal de Sebastopol. DENGO (1951) se refirió a la unidad con el nombre de ortogneis granítico. SMITH (1952) la llamó Basamento Gnéisico de Sebastopol. Véase: SEBASTOPOL, COMPLEJO BASAL DE. VÁLIDO SEBORUCO, MIEMBRO (Formación Capacho) MESOZOICO(Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) Estado Mérida. RENZ (1959) emplea este nombre para designar la parte media de la Formación Capacho. El nombre fue incorrectamente escrito por KISER (1961) como "Sebucán". Su nombre se presume derivado del pueblo de Seboruco, en el estado Táchira. La sección tipo aflora en el río Guaruríes, 5 km al norte de Zea, estado Mérida. El miembro muestra una sección uniforme de lutita, maciza, dura, quebradiza no calcárea, parcialmente micácea y arcillosa, de color gris oscuro a negro, con pocas capas delgadas de caliza micrítica, conchífera, de color gris, especialmente hacia el tope. Ocasionalmente se observan pequeñas concreciones de mineral de hierro. Según RENZ (op. cit.), la parte media del miembro tiene una capa de caliza nerítica fosilífera, generalmente asociada con una arenisca glauconítica de grano fino, la cual se considera equivalente con "zona 3" de NOTESTEIN et al. (1944) en la concesión Barco. FORD y HOUBOLT (1963) indican que hacia la parte media existe un intervalo arenoso que consideran como una lengua de la Formación Escandalosa Hay dos tipos de lutitas, uno fosilífero, con Globigerina sp., de tamaño reducido y otro cuarzoso con arena fina y limo (GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980). En la parte superior del miembro se han observado tan solo unos ejemplares aplastados de amonites y escasos foraminíferos planctónicos (RENZ, op. cit.). El miembro tiene un espesor de 120 m en la sección tipo y disminuye gradualmente hacia el noreste de Los Andes. El contacto con el Miembro La Grita infrayacente es transicional y su contacto superior con el Miembro Guayacán está bien definido en la mayoría de las secciones en Táchira y Mérida (RENZ, op. cit.). En las colinas piemontinas surorientales de Los Andes, el Miembro Seboruco pasa transicionalmente a las areniscas glauconíticas de la Formación Escandalosa. Al noreste el miembro pasa transicionalmente a los miembros La Aguada y Chejendé de la Formación La Luna (RENZ, 1959). Por su posición estratigráfica el Miembro Seboruco parece ser Cenomaniense y Turoniense temprano. Según GONZÁLEZ DE JUANA, et al.,(op. cit.), la intercalación de caliza micrítica, lutita limosa y lutita con Globigerina parece deberse a cambios en el régimen hidráulico. Los períodos de sedimentación de calizas micríticas bioclásticas pueden haber coincidido con circulación moderada oxigenando el fondo y favoreciendo el desarrollo de una rica fauna de moluscos; 982 durante los períodos en que prevalecieron corrientesdeltaicas, el fondo recibió lodo con limo, mientras que durante períodos de corrientes marinas, el fondo se enriqueció en foraminíferos pelágicos. Véanse: CAPACHO, GUAYACÁN,MIEMBRO FORMACIÓN; LA GRITA, MIEMBRO y INVÁLIDO "SEBUCÁN" MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico) Estado Mérida. Esta es versión errónea, empleada por KISER (1961), de Seboruco Véase: SEBORUCO, MIEMBRO. VÁLIDO SECO, CONGLOMERADO DE MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Zulia. Referencias: SUTTON (1946) describió el Conglomerado de Seco, como posible correlativo de la Formación La Quinta. HEA y WHITMAN (1960) propusieron elevar la unidad a rango formacional. En el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano de Petróleo (SVIP, 1963) la unidad se mostró como miembro de la Formación La Quinta. Localidad tipo: La sección tipo es la quebrada Aponcito Seco, distrito Perijá, estado Zulia. Extensión geográfica: Flanco oriental de la sierra de Perijá, aproximadamente desde la hoya hidrográfica de la quebrada Aponcito Seco hacia el norte, hasta las cercanías del río Cogollo. Descripción litológica: La unidad consiste de capas macizas de conglomerados de guijarros a peñones, mal escogidos, de color rojo oscuro a rojizo. La matriz se compone de una mezcla de fragmentos de rocas volcánicas, sedimentos pre-existentes y minerales autigénicos de baja temperatura. Los granos están unidos por cemento hematítico arcilloso. El conglomerado contiene cantos rodados del Granito de El Palmar, calizasde "Palmarito" y fragmentos de las rocas volcánicas de El Totumo. Espesor: En la quebrada Aponcito Seco, SUTTON (1946) estimó un espesor máximo de 670 m. 983 Relaciones de campo: La unidad es discordante por encima de la Formación Macoíta y por debajo de la Formación Rio Negro. Edad: HEA y WHITMAN (1960) la atribuyen al Jurásico-Cretácico, basados en su posición estratigráfica. Correlación: Con la parte superior de la Formación La Quinta; en términos generales se considera equivalente a rocas de la isla de Toas asignadas a la "Formación La Quinta", y a la sucesión de capas rojas al norte del río Palmar y de la península de La Guajira. INVÁLIDO SEGOVIA, GRUPO, "SERIE" CENOZOICO (Cretácico) Estado Lara. Este nombre en desuso desde hace mucho tiempo fue introducido por DALTON (1912, p. 41) para designar lechos del Cretácico expuestos en Lara, equivalentes a la Formación Río Negro y Grupo Cogollo de aplicación actual. LIDDLE (1928) y HEDBERG (1950-a) lo mencionaron brevemente. INVÁLIDO SIERRA NEVADA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Mérida. Este término fue introducido por BASS y SHAGAM (1960), sin definición formal, para designar las "Rocas más antiguas que se conocen en Los Andes merideños", constituidas por gneises, esquistos y rocas graníticas. MARTIN (1960), la incluye en un cuadro de correlación. El término fue considerado informal, debido a la definición inadecuada. (LEV, 1970). KOVISARS (1972), GRAUCH (1975), GARCÍA, CANELÓN y HARDER (1977), realizan estudios detallados de la unidad, lo que ha llevó a considerarla, como una unidad formal, con el rango de formación. MARECHAL (1983) (en BELLIZZIA y PIMENTEL., 1994), hace un análisis exhaustivo de la unidad; más recientemente BELLIZZIAy PIMENTEL (1994) la incluyen en el Terreno Mérida, con categoría de unidad litodémica y con el rango de asociación. VÁLIDO SIERRA NEVADA, ASOCIACIÓN PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Mérida. 984 Este término fue introducido por BASS y SHAGAM (1960), sin definición formal, para designar las "Rocas más antiguas que se conocen en Los Andes merideños", constituidas por gneises, esquistos y rocas graníticas; el término fue considerado informal, debido a la definición inadecuada. (LEV, 1970). KOVISARS (1972), GRAUCH (1975), GARCÍA, CANELÓN y HARDER (1977), realizan estudios detallados de la unidad, lo que ha llevó a considerarla, como una unidad formal, con el rango de formación. MARECHAL (1983) (en BELLIZZIA y PIMENTEL., 1994), hace un análisis exhaustivo de la unidad; más recientemente BELLIZZIA y PIMENTEL (1994) la incluyen en el Terreno Mérida, con categoría de unidad litodémica y con el rango de Asociación. Su localidad tipo está ubicada en la porción nororiental glaciada, de la Sierra Nevada, al sur de Mérida (Hoja Nº 5941, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Buenos afloramientos de la unidad, se observan en la carretera Mérida-Estanques; en la carretera La Grita-San José de Bolívar (páramo de Simosica), estado Táchira, y en la carretera Árbol Redondo-Boconó, estado Trujillo. Todas estas localidades, podrían ser tomadas como secciones de referencia. La unidad, ampliamente distribuida en los estados Táchira, Mérida, Trujillo y Barinas, muestra una gran variedad de tipos litológicos; presenta alternancia de micaesquistos y gneises, gneises migmatíticos, anfibolitas, gneises graníticos y localmente mármoles y cuarcitas. Se postulan, los sedimentos originales de la Formación Sierra Nevada, como una secuencia espesa y algo monótona de pelitas y arenitas intercaladas, interestratificadas con margas (?) menores, asociación típica de la sedimentación miogeosinclinal. En la sección tipo, no se determinó el espesor. CANELÓN y RAMÍREZ (1979), en la región del río Michay, determinaron espesores de hasta 2000 m. El contacto inferior de la unidad, no se ha determinado; el contacto superior, se considera discordante con unidades paleozoicas y mesozoicas. No se han encontrado fósiles y con base en las relaciones estratigráficas, y determinaciones radiométricas, se le asignó una edad Precámbrico Superior a esta unidad. Las rocas de la Formación Sierra Nevada, son similares a aquellas de la Serie Perijá (HEA y WITMAN, 1960), o FormaciónPerijá (BOWEN, 1972). Se correlaciona además, con el Gneis Bandeado de la Mitisus, en Los Andes venezolanos sur centrales (SCHUBERT, 1969). KOVISARS (1972), postula posibles correlaciones con las rocas del complejo de El Tinaco y de la cordillera de La Costa. Se ha determinado la presencia de concentraciones de importancia económica de feldespatos, micas, granates y de cuarcitas ferruginosas. La Formación Sierra Nevada, es sinónimo de la Facies Sierra Nevada. INVÁLIDO SIERRITA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario Mioceno) Estado Zulia. KEHRER (1956) empleó este nombre aparentemente para designar lo que constituye la arena de Santa Bárbara de otros autores, al noreste del Estado Zulia. 985 INFORMAL SIGMA, ARENA(Formación Freites) CENOZOICO(Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al. (1947), ilustraron varias arenas en la Formación Freites en el Área Mayor de Oficina, designadas en orden descendente o las letras griegas Sigma, Rho, Mu y Lambda, y señalaron que la Arena Sigma, es de gran importancia en los trabajos de perforación de estructuras. Véase: FREITES, FORMACIÓN. INFORMAL SIGMOILINA, ARENAS DE (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. El término Arenas de Sigmoilina, publicado por DE SISTO (1960-b,1961-a), para designar el conjunto de arenas que forman el tercio medio de la Formación LaPica, en los campos de Travieso Este, Mulata y Jusepín, al norte del estado Monagas. Estas arenas fueron diferenciadas como SU-1, SU-2 A S-G y J-1 por la misma empresa. Corresponden a las Arenas A-1 a C 1 de la nomenclatura de la Mene Grande Oil Co., a las A-3 a E-3 de la Sinclair y a las W-1 a W-7 de la MGO y Phillips. Las zonas "C" y "D" de DESISTO (1960b), equivalen a las Arenas de Sigmoilina. Véase: LA PICA, FORMACION. VÁLIDO SIPAPO, GRANODIORITA DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Referencias: MENDOZA et al (1977) designaron con este nombre a un conjunto de rocas de composición granodiorítica, semimasivas que afloran en la región centro occidental del estado Amazonas. Localidad tipo: Los autores mencionan secciones de referencia en el raudal del Piapoco, en el salto Sipapó, de donde toma su nombre, y en las cabeceras del río Autana, estado Amazonas. 986 Extensión geográfica: MENDOZA et al (op. cit.) indican que la unidad aflora en el raudal del Piapoco, en el salto Sipapó y en las cabeceras del río Autana. Su extensión puede alcanzar los 3000 km2 en el estado Amazonas. Descripción litológica: La unidad está constituida por un conjunto de composición granodiorítica, semimasivo, de grano fino a muy grueso, de colores grises oscuros, porfídicos, con cristales orbiculares similares a los rapakivi. La roca es alotriomórfica granular, porfídica, con poca cataclasis pero abundante recristalización. Son ricas en cuarzo (20-30%), feldespato potásico pertítico (20-30%) con abundante textura gráfica, plagioclasa, escasamente maclada (20-30%), biotita marrón (1-5%) a veces en sustitución de hornblenda que es de color pardo a verde y es muy abundante (10-20%). Son frecuentes reliquias de piroxenos parcial a totalmente anfobilitizados . Contactos: Los autores mencionan no haber observado relaciones de campo, pero indican que probablemente son intrusivas en rocas volcánicas ácidas del tipo Formación Caicara. Edad: Precámbrico. Aunque no se han practicado determinaciones de edad en la unidad, los autores estiman que es comagmática con el Granito de Parguaza y con riodacitas que afloran en el río Guayapo, y que estos tres tipos de rocas representan una secuencia volcano-hipoabisal-plutónica de rocas ígneas post-tectónicas de edad Parguazensis (±1500 Ma) con probable reactivación durante el evento tectono-termal Nickerian (1100-1300 Ma). Correlación: Los autores no mencionan correlación con otras unidades, solo indican el probable carácter comagmático de estas granodioritas con los granitos del Parguaza y con las riodacitas del Guayapo. De acuerdo a la descripción que hacen TALUKDAR y COLVEE (1974) de la Granodiorita de Caño Blanco, es posible que ambas unidades sean correlacionables. VÁLIDO SIPHOGENERINOIDES BRAMLETTEI, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico tardío) Colombia. CUSHMAN y HEDBERG (1941) establecieron tres zonas faunales en la sección de lutitas del Cretácico tardío expuestas en la concesión Barco, en la zona limítrofe con Venezuela del departamento Santander del Norte, Colombia. La Zona de Siphogenerinoides bramlettei es la zona intermedia y comprende, en esta región, el tercio superior de la Formación Colón. La Zona de Siphogenerinoides bramlettei se reconoce en la mayor parte de la cuenca de Maracaibo y en regiones adyacentes de Los Andes venezolanos y de la sierra de Perijá; su presencia en Colombia oriental fue mencionada por PETTERS (1955). 987 VÁLIDO SIPHOGENERINOIDES CRETACEA, ZONA DE MESOZOICO (Cretácico: Campaniense) Colombia. Esta zona fue establecida en Colombia por PETTERS (1955), quien mencionó su correspondencia aproximada con la Zona de Pullenia cretacea de CUSHMAN y HEDBERG (1941), aunque su extensión estratigráfica vertical es algo más limitada. EnVenezuela, únicamente RENZ (1962) ha mostrado la Zona de Siphogenerinoides cretacea en un cuadro de distribución, pero sin mencionarla en el texto. INVÁLIDO SIPHOGENERINA MULTICOSTATA-GAUDRYINA THALMANNI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta zona, mencionada por CUSHMAN y RENZ (1941) sin definición; según RENZ (1948, p. 53) equivale a su Zona de Siphogenerina transversa establecida en el Grupo Agua Salada. Véase: SIPHOGENERINA TRANSVERSA, ZONA DE VÁLIDO SIPHOGENERINA TRANSVERSA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta es una de las zonas establecidas en el Grupo Agua Salada, estado Falcón, por RENZ (1948). Suprayace a la zona de Robulus wallacei e infrayace la de Marginulinopsis bassispinosus. La zona fue mencionada posteriormente por BLOW (1956, 1959) y por PETTERS y SARMIENTO (1956). El primero señaló su equivalencia con zonas planctónicas extendidas desde la de Globigerinatella insueta hasta la de Globorotalia fohsi fohsi. Según criterios más recientes este intervalo corresponde al Mioceno temprano a medio. VALIDO SIQUIRE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano -medio) Estado Miranda. 988 Referencias: PICARD y PIMENTEL (1968) introdujeron este nombre para designar los sedimentos más antiguos expuestos en la región de Santa Lucía - Ocumare del Tuy. Localidad tipo: la unidad toma su nombre de la región de Siquire, los autores designaron como sección de referencia a la quebrada Garapa, situada 3 kilómetros al oeste de Santa Lucía, complementada con el tramo de la carretera Santa Lucia-El Placer de Siquire, comprendido entre el paso sobre la quebrada Güere-Güere y el puente sobre la quebrada El Tiesto. Extensión geográfica: aflora en la parte norte de la región de Santa Lucía, al este y oeste de Santa Lucía, y al noreste de Santa Teresa, estado Miranda. Descripción litológica: La Formación Siquire consiste de areniscas bien estratificadas, intercaladas con limos y lutitas laminares, con algunos conglomerados y una caliza. Las areniscas y conglomerados son líticos, de cemento calcáreo y colores entre gris verdoso, gris rosado y crema; las capas individuales tienen espesores entre 20 y 60 centímetros. Son frecuentes las limolitas laminares y lutitas grises astillosas y laminares; en la quebrada El Tiesto hay un desarrollo de 15 metros de lutita. En la parte media la unidad contiene una capa de caliza de unos 30 centímetros de espesor, compuesta de Hemisimus fósiles. La unidad se sedimentó en un ambiente lacustre. Espesor: Se estiman unos 250 m de espesor para la unidad. Relaciones de campo: Suprayace discordantemente a las rocas metamórficas y es recubierta con discordancia por la Formación Tuy. Fósiles: La Formación Siquire contiene restos de peces, ostrácodos, gasterópodos y restos de vegetales. MACSOTAY (1968 b) describió gasterópodos fósiles de la unidad del género Hemisinus, con dos especies nuevas: H. (Sheppardiconcha) picardi y H. barloventoensis. Edad: PICARD y PIMENTEL (1968) sugirieron su edad Mioceno temprano a medio. Correlación: La Formación Siquire se correlaciona con la Formación Cumaca de la cuenca del Bajo Tuy (Barlovento). VÁLIDO SIRABA-CAPUANA, CABRO ZONADO DE MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Falcón. Referencias: MARTÍN y AROZENA (1972), utilizaron ese nombre, para designar la porción central de la zona máfica-ultramáfica de Paraguaná; y publican un completo estudio petrográfico, geoquímico, estructural, gravimétrico, paleomagnético y geotectónico 989 del cuerpo. En 1960, MARTÍN había realizado unas descripciones petrográficas de reconocimiento del mismo. Ese mismo año, MÉNDEZ describe brevemente al gabro y posteriormente, FEO-CODECIDO (1971) publica un resumen sobre las Rocas Ígneas Básicas y Ultrabásicas de Paraguaná. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), publican los resultados de los análisis químicos realizados para fines comparativos, y presentan las únicas edades radimétricas disponibles hasta el presente. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), publican un resumen de la información disponible sobre esta unidad. Localidad tipo: MARTÍN y AROZENA (1972), no proponen específicamente una localidad tipo, pero mencionan los mejores afloramientos en los cerros contiguos Siraba y Capuana. Extensión geográfica: El Gabro de Siraba-Capuana ocupa toda la porción alta y los flancos norte, este y sur de los cerros Siraba y Capuana, al norte del poblado de Santa Ana, y el flanco este del cerro Arajo, península de Paraguaná, estado Falcón. Descripción litológica: El cuerpo de gabro zonado consiste de un núcleo de gabro olivinífero-piroxénico (plagioclasa tipo labradorita-bytownita, olivino, diópsido y kaersutita), que presenta una foliación definida E-O a N60E modificada por un intenso fallamiento; ambos rasgos disminuyen hacia el núcleo más masivo. Este núcleo grada en forma zonada, a un gabro piroxénico-anortosítico foliado y a una anortosita masiva, que se distinguen del gabro olivinífero, por presentar escasos máficos. La roca es de color blanco grisáceo y se halla muy alterada hacia sus bordes y zonas de contacto, con las ultramáficas y con las subvolcánicas. En las facies anortosítica de Capuana, presenta numerosos xenolitos de piroxenita y de peridotitadunita serpentinizadas. En el extremo septentrional del cerro Capuana, hay gran profusión de xenolitos de peridotita y norita del Complejo de Tausabana Ultramáfico El Rodeo y de Basalto del Complejo Subvolcánico de Santa Ana. FEO-CODECIDO (1971) menciona diques de riolitas e inyecciones aplíticas. El gabro zonado no presenta metamorfismo ni un grado mayor de recristalización. Ambiente tectónico y petrogénesis: MARTÍN y AROZENA (op. cit.), postulan que el gabro zonado, proviene del manto cercano a una zona de cresta y que fue arrastrado por diapirismo y en estado pastoso, a la corteza superior, con desarrollo de extensas zonas de cizallamiento, cataclasis y sausuritización. Las autoras mencionadas opinan que hay consanguineidad y contemporaneidad genética con el Complejo de Tausabana Ultramáfico El Rodeo, y que el gabro zonado, representa el líquido residual de la cristalización fraccionada del magma original del complejo ultramáfico zonado. Su movilidad, le permitió invadir y arrastrar fragmentos de la roca ultramáfica. Por otra parte, los xenolitos de basalto en la facies Capuana, indican la pre-existencia a profundidad del Complejo Subvolcánico de Santa Ana. Relaciones de campo: El Gabro Zonado de Siraba-Capuana, ocupa la porción central entre el Complejo Subvolcánico de Santa Ana en el oeste, con relación de falla, y el Complejo Ultramáfico de Tausabana - El Rodeo en el este, con el cual guarda relaciones intrusivas. De los tres cuerpos aflorantes es el mayor. El rumbo general de las diaclasas es de N70990 80E, con alto buzamiento hacia el norte. Los flancos bajos de los cerros Siraba y Capuana se hallan cubiertos por terrazas miocenas. Edad: SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), realizaron dataciones radimétricas de roca total por el método K/Ar, en dos muestras de gabro, obteniéndose edades de 118 ± 10 Ma, y 120 ± 11 Ma, lo cual corresponde al Cretácico temprano. Correlación: MARTÍN y AROZENA (1972), comparan este gabro zonado, con los gabros alpinos de Canyon Mountain y Line (U.S.A). SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), realizan un estudio geoquímico comparativo entre este gabro, y los de Gran Roque, Curazao y Los Monjes. VÁLIDO SOCORRO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. Referencias: La referencia original se encuentra en HODSON (1926) quien indica que la "Serie Socorro" está compuesta por areniscas yesíferas y lutitas arcillosas abigarradas, con localidad tipo en Socorro, al sur de Urumaco, distrito Democracia, estado Falcón. LIDDLE (1928) y WILLINSTON y NICHOLS (1928) la describen en más detalle, con indicación de su extensióngeográfica y relaciones estratigráficas. SENN (1935) la divide en una parte inferior, Lutitas de Querales, y otra superior, Arenas de Socorro. GONZÁLEZ DE JUANA (1937) describe la formación en el área de Cumarebo, donde menciona que consiste de una parte inferior de arcillas y margas y una parte superior arenosa, que denomina "arenas de San Francisco"; en el tope de la unidad coloca la caliza de Dividive. LIDDLE (1946) sigue la nomenclatura de SENN (op. cit.) y menciona los "horizonte Mesa de Saladillo" y "horizonte de areniscas Loma" como nombres locales de la Formación Socorro. PAYNE (1951) propone otra nomenclatura para la región de Cumarebo, sustituyendo el nombre de Formación Socorro por el de Formación Mosquito. GAMERO y DÍAZ DE GAMERO (1963) estudiaron detalladamente la Formación Socorro en la región de la mesa de El Saladillo, al suroeste de Coro, y la subdividieron en dos unidades: una inferior, o facies lutítico-margosa y una superior calcáreo-arenosa. DÍAZ DE GAMERO (1977) precisa la edad de la unidad con base a los foraminíferos planctónicos. LORENTE (1986) estudia la micro flora de este intervalo en varias localidades de Falcón occidental. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) estudian la Formación Socorro al norte de la serranía de San Luis. DÍAZ DE GAMERO et al. (1988) definen rigurosamente el intervalo de Querales como formación independiente, quedando la Formación Socorro restringida a la parte predominantemente arenosa del intervalo Querales-Socorro. DÍAZ DE GAMERO (1989) establece la extensión geográfica y estratigráfica de la Formación Socorro, con un nuevo esquema de correlación para la sección sedimentada sobre el alto de Coro. GIFFUNI et al. (1992) y DÍAZ DE GAMERO et al. (1997), en estudios efectuados en el área de Cumarebo, sustituyen el nombre de Formación Socorro (y otros) en esta región por el de 991 Formación Agua Salada, según el concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b). HAMBALEK et al. (1994) presentan un estudio palinoestratigráfico de la unidad en su área tipo. Localidad tipo: Alrededores del caserío El Socorro, al sur de Urumaco, distrito Democracia, estado Falcón (Hoja Nº 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Socorro aflora desde la región oriental del distrito Buchivacoa, en Falcón occidental, hasta el sur de Coro, en su extremo oriental. Descripción litológica: En su área tipo, WILLINSTON y NICHOLS (1928) describen la Formación Socorro como constituida por un intervalo inferior con areniscas, lutitas, margas fosilíferas y calizas, y otro superior de areniscas, turbas y lutitas laminadas, sin elementos calcáreos ni horizontes fosilíferos. DÍAZ DE GAMERO (1989) describe la unidad en la región del surco de Urumaco como constituida de lutitas con intercalaciones frecuentes de areniscas, a veces de espesor considerable, con algunas calizas arenosas conchíferas y raros carbones en su parte inferior. Las areniscas son el elemento distintivo de la formación, de grano fino a medio, micáceas, con manchas ferruginosas, generalmente bioturbadas, con la máxima bioturbación hacia la base de las capas; frecuentemente muestran estratificación cruzada planar, en menor grado festoneada, con laminación paralela y ondulada hacia el tope. Las areniscas forman a veces paquetes de gran espesor y considerable extensión lateral, como en el caso de la arenisca que forma la base de la formación, que varía entre 10 y 35 m de espesor y se extiende por más de 20 km de distancia. Dentro de los paquetes, las capasindividualesselenticularizan lateralmente, interdigitándose con lutitas. Al oeste, rara vez son calcáreas y solo muestran restos dispersos de bivalvos, mientras que al este, las areniscas calcáreas son muy comunes, con numerosos restos de moluscos y, frecuentemente, el tope de las capas pasa transicionalmente a calizas coquinoides arenosas, de hasta 2 m de espesor. Al este del surco de Urumaco, sobre el alto de Coro, la Formación Socorro consiste, según esta autora, en un intervalo inferior de lutitas con frecuentes intercalaciones de areniscas, con algunas margas, calizas y carbones, anteriormente considerado como Formación Cerro Pelado. Las areniscas son de grano fino, en paquetes de hasta 6 m de espesor, generalmente lajosas, con rizaduras y estratificación cruzada en la parte inferior del intervalo, donde se asocian a lutitas carbonosas y algunos carbones. La parte superior es más calcárea, con areniscas calcáreas, margas y calizas conchíferas en capas delgadas. El intervalo medio, anteriormente considerado equivalente a la Formación o Miembro Querales, es lutítico, con intercalaciones delgadas de margas y calizas conchíferas y raros carbones en la base. El intervalo superior, al que se restringía anteriormente la Formación Socorro, consiste de lutitas conintercalaciones de areniscas, calizas y margas. Las areniscas son de grano fino, micáceas, con estratificación cruzada, en paquetes de hasta 10 m de espesor, en los que las capas individuales se encuentran separadas por gruesas costras de oxidación. La variación de facies dentro de la Formación Socorro, desde el surco de Urumaco hacia el alto de Coro es de una disminución progresiva de areniscas, tanto en frecuencia como en espesor, mientras que las lutitas y los litotipos calcáreos aumentan en esa misma dirección. 992 HAMBALEK et al. (1994) subdividen la Formación Socorro en la quebrada El Paují (parte oriental del surco de Urumaco) en tres miembros informales: El miembro inferior consiste en unasecuencia alterna de areniscas, limolitas y arcillas. El miembro medio es de litología alternante de calizas, areniscas, arcillitas, limolitas y niveles carbonosos. El miembro superior presenta características similares al miembro inferior, pero contiene unos escasos niveles calcáreos. En el área de Cumarebo, la Formación Socorro se consideraba subdividida en tres intervalos (DUSENBURY, LEV, 1956): El miembro inferior, Mosquito, es predominantemente arcilloso, con algunas intercalaciones de margas fosilíferas. El miembro intermedio, caliza de Dividive, está formado, al suroeste de Cumarebo, por una caliza de unos 10 m de espesor máximo, que desaparece hacia el este; en esta dirección, cerca del pueblo de San Francisco, el miembro intermedio está constituido por una sección de casi 100 m de espesor de areniscas lenticulares de grano fino, con restos de plantas, denominado arena de San Francisco. El miembro superior, Portachuelo, consiste de una serie de ciclos sedimentarios que comienzan con una lutita casi pura con margas glauconíticas fosilíferas, que pasa a lutitas arenosas, arenas y una arenisca calcárea o caliza arenosa en su tope. De acuerdo a las revisiones de GIFFUNI et al. (1992) y de DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) todas estas unidades quedan incluidas dentro de la Formación Agua Salada, no reconociéndose la Formación Socorro en esta región. HAMBALEK et al. (1994) presentan la evolución paleoambiental de la unidad en la región de la quebrada El Paují, (parte oriental del surco de Urumaco). El miembro inferior se inicia con depósitos de frente deltaico, continuando con depósitos fluvio-deltaico-paludales y de llanura de mareas. El miembro medio se inicia con ambientes de llanuras de mareas, pasando a sedimentación en la llanura deltaica, con subambientes netamente fluviales y palustres de agua dulce de la llanura deltaica superior, que gradan posteriormente a los ambientes de llanura costera baja del complejo deltaico. El miembro superior se inicia con depósitos de ambientes litorales, pasando hacia arriba a ambientes fluviales de llanura de inundación. Hacia el tope de la formación se evidencia un predominio de condiciones más marinas, con depósitos de ambientes litorales. En toda la formación son frecuentes las exposiciones subaéreas. Todos estos ambientes soportaron una espesa vegetación, ya sea de bosques pluviales en la llanura deltaica, o de manglares en la zona de influencia de las mareas. DÍAZ DE GAMERO (1996) identifica el sistema fluvial que construyó durante el Mioceno medio el delta representado hoy por la Formación Socorro como el proto-Orinoco. Este río drenaba la cordillera Central de Colombia, al oeste y el Macizo Guayanés, al este y, fluyendo hacia el norte, desembocaba en el noroeste de Falcón. Espesor: En su localidad tipo, la Formación Socorro es superior a los 1500 m (DIAZ DE CAMERO, 1989). Sobre el alto de Coro, la unidad es más delgada, con menos de 500 m en la quebrada Cujima, que aumentan a unos 1000 m al sur de Coro. HAMBALEK et al. (1994) midieron 2546 m en la quebrada El Paují, de los cuales 763 m corresponden al miembro inferior, 1108 m al miembro medio y 691 m al miembro superior. Relaciones de campo: En el área del surco de Urumaco, la Formación Socorro tiene contactos inferior y superior concordantes y transicionales con las formaciones Querales y Urumaco, respectivamente. El contacto inferior se coloca en la base de un gran paquete de areniscas de gran continuidad lateral, que varía entre 8 y 35 m de espesor, que parece 993 corresponder a la arenisca de San Rafael de la literatura antigua (DÍAZ DE CAMERO et al., 1988). En la región del alto de Coro, el contacto inferior, concordante y transicional, es con la Formación Querales, mientras que el superior, de igual naturaleza, es con la Formación Caujarao (DÍAZ DE GAMERO, 1989). Fósiles: LIDDLE (1946) menciona, entre otros, los siguientes moluscos fósiles de esta formación: Clementia dariena, Turritella mimetes, Pecten gatunensis, Macrocallista maculata. CAMERO y DÍAZ DE GAMERO (1963) indican la presencia de los moluscos en la Formación Socorro del área de El Saladillo, al sur de Coro. Con respecto a la microfauna de la misma sección, la parte inferior es pobremente fosilífera, pero a partir del intervalo medio se encuentran microfaunas bien preservadas, que incluyen inicialmente Globorotalia fohsi peripheroronda, G. fohsi fohsi, G. archaeomenardii y, hacia arriba, Globigerinoides ruber, Cassigerinella chipolensis, Globorotalia menardii, G. lenguaensis, Globigerinella siphonifera, acompañadas de foraminíferos bénticos diversos. LORENTE (1986) reporta la presencia de Verrucatosporites usmensis, Deltoidospora spp., Grimsdalea magnaclavata, Monoporites annulatus en afloramientos de la Formación Socorro en su sección tipo. Reporta asimismo los palinomorfos presentes en la formación en el subsuelo, en los pozos Montañita-1X y Culebra-1X. GUERRA y MEDEROS (1988) reportan la presencia de Crassoretitriletes vanraadshooveni en muestras de la unidad en su área tipo. Edad: Según DÍAZ DE GAMERO (1977, 1989) la edad de la Formación Socorro en el surco de Urumaco ocupa la mayor parte del Mioceno medio. En la región de El Saladillo, las formaciones Cerro Pelado y Socorro, ahora identificadas como Formación Socorro (DÍAZ DE CAMERO, 1989) abarcan las zonas de Globorotalia fohsi peripheroronda a Globorotalia mayeri, es decir, virtualmente todo el Mioceno medio. Con base a lospalinomorfos, LORENTE (1986) reconoce la parte superior de la Zona de Psiladoporites/Echititricolporites y la parte inferior de la Zona de Grimsdalea en la sección tipo de la Formación Socorro, correspondientes igualmente al Mioceno medio. Según WOZNIAK y WOZNIAK (1987), la Formación Socorro (formaciones Cerro Pelado, Querales y Socorro en su trabajo) se extiende en edad desde la Zona de Globorotalia fohsi peripheroronda a la parte inferior de la Zona de Globorotalia menardii, ESTÉVES y VILLALTA (1989) reportan un conjunto de nannoplancton calcáreo en el tope de la formación, entre Sabaneta y Coro, perteneciente a la zona NN9, Zona de Discoaster hamatus, de la parte tardía del Mioceno medio. HAMBALEK et al. (1994) reconocieron la Zona de Crassoretitriletes vanraadshooveni (Mioceno medio) en la Formación Socorro. Correlación: DIAZ DE GAMERO (1985b) correlaciona la Formación Socorro con parte de la Formación Pozón de Falcón oriental. MOLINA y PITTELLI (1988) la correlacionan con la Formación Quisiro del Grupo La Puerta. GIFFUNI et al. (1992) correlacionan la Formación Socorro con parte de la Formación Agua Salada. Sinonimia: DÍAZ DE GAMERO (1989) demuestra, que la unidad denominada Formación Cerro Pelado en el alto de Coro, sedimentada sobre la Formación Querales (anteriormente denominada Agua Clara), es la extensión hacia el este de la parte inferior de la Formación 994 Socorro, definida en el surco de Urumaco. Pertenece, igualmente, a la Formación Socorro en esta región, la unidad denominada anteriormente Formación o Miembro Querales, que constituye la parte medía de la Formación Socorro al este del río Mitare, así como el "tramo carbonífero de El Isiro" de LIDDLE (1928), al sur de Coro (DIAZ DE GAMERO, op. cit.). GIFFUNI et al. (1992), en un estudio efectuado en el área de Cumarebo, sustituyen el nombre de Formación Socorro en esta región por el de Formación Agua Salada, según el concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b). Véanse: AGUASALADA, FORMACIÓN; DIVIDIVE, CALIZA DE; MOSQUITO, FORMACIÓN; SAN FRANCISCO, ARENAS DE; PORTACHUELO, MIEMBRO y EL ISIRO, TRAMO CARBONÍFERO DE INVÁLIDO SOCORRO, MIEMBRO DE ARENAS DE, "SERIE" CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. LIDDLE (1946) y HODSON (1926), respectivamente, emplearon estos nombres para designar sedimentos hoy designados con rango formacional. Véase: SOCORRO, FORMACIÓN. INVÁLIDO SOCORRO-QUERALES, "SERIE" CENOZOICO(Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por LIDDLE (1946) para designar sedimentos mejor definidos posteriormente. Véanse: SOCORRO, FORMACIÓN y QUERALES, FORMACIÓN. VÁLIDO SOCUY, MIEMBRO (Formación Colón) MESOZOICO (Cretácico: Campaniense Maestrichtiense) Estado Zulia. Según SELLIER DE CIVRIEUX (1952), la Caribbean Petroleum Company diferenció encima de la caliza de La Luna, una unidad litológicamente similar a ésta, en la base de dicha unidad se encontró una delgada zona glauconítica. Posteriormente, esta unidad fue 995 llamada "caliza basal de Colón" por los geólogos de esta empresa. HEDBERG (1937) menciona la existencia de una sección estratigráficamente condensada en la parte inferior de la lutita Colón; geólogos de la Creole Petroleum Corporation encontraron evidencias de la existencia de esta pequeña sección de caliza en contacto con la Formación La Luna, en secciones del Cretácico tardío del subsuelo y superficie. Estos geólogos juzgaron conveniente designarle un nombre a la unidad, proponiendo el nombre de "Miembro de caliza Socuy dela Formación Colón", pero fue nombrada formalmente por SELLIER DE CIVRIEUX (1952), quien la designó Miembro Socuy. Su localidad tipo se encuentra en el río Socuy, sierra de Perijá. Consta de 40 m de caliza margosa de colores claros con intercalaciones muy escasas de lutitas, que suprayace 2 a 3 m de caliza glauconítica que FORD y HOUBOLT (1963) consideran como el Miembro Tres Esquinas y otros autores incluyen en el Miembro Socuy (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980). FORD y HOUBOLT (op. cit.) indican que las calizas del miembro en sección fina, muestran matrices de grano muy fino y calcilutíticas, con conjuntos de foraminíferos tanto pelágicos como bénticos. Las calizas del Miembro Socuy se distinguen de las calizas de la Formación La Luna por la presencia de foraminíferos bénticos, el color más claro de la matriz y la ausencia de laminación (GONZÁLEZ DE JUANA et al.,1980). WYANT et al., (1952, en GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980) en una sección del área de Chejendé desde la Formación La Luna hasta la Formación Colón, describen el "intervalo radioactivo" en la base de Colón, con un espesor de 1,5 a 4 m, formado por arcilla limosa muy liviana y suave de color claro al meteorizar, crenulada, negra a marrón oscuro cuando fresca con abundante contenido de plantas y fósiles de vertebrados y con 0,007% equiv/U (no son apreciablemente radioactivas). Según SELLIER DE CIVRIEUX, (1952) y MARTÍNEZ (1989) los ambientes depositacionales son de aguas moderadamente profundas y profundas. El Miembro Socuy según SELLIER DE CIVRIEUX (1952) tiene 42,50 m en su sección tipo, incluyendo 2,5 m de caliza glauconítica basal, presenta espesores de 30,5 m en el campo Mara; 9,5 m en Alturitas-1; 7,6 m en Alturitas-2; este adelgazamiento continúa hacia el sur. En la concesión Barco sólo se conocen 2 a 5 m del miembro (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). No se observa discordancia entre la Formación La Luna y la base de la Formación Colón (Miembro Socuy). Suprayace concordantemente al Miembro Tres Esquinas, e infrayace a las lutitas de la Formación Colón. En el subsuelo de Alturitas, KEY (1960) menciona la presencia de la Zona de Bolivinoides decoratus en los primeros 67 a 91 m de la Formación Colón, la zona siguiente es la de Pullenia cretacica cuyo conjunto faunal se reconoce en los 670 m siguientes y en los últimos 119 m aparece la Zona de Siphogenerinoides bramlettei. La edad del Miembro Socuy fue establecida por SELLIER DE CIVRIEUX (1952) como Maestrichtiense temprano o Campaniense tardío, basándose en la edad de la Formación La Luna infrayacente. MARTÍNEZ (1989) le designa una edad Maestrichtiense. Véase: COLÓN, MIEMBRO. FORMACIÓN; TRES ESQUINAS, MIEMBRO y CUJISAL, INVÁLIDO 996 SOLDADO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Trinidad. Este nombre se ha aceptado como válido en Trinidad para designar calizas con moluscos del Paleoceno, pese a que su categoría de unidad cartografiable es dudosa (KUGLER, 1956-a). El nombre ha sido utilizado ocasionalmente en la estratigrafía venezolana (LIDDLE, 1928, 1946; MACKENZIE, 1937-a, b; ILLING y KUGLER, 1938) sin justificación adecuada (CH. DE RIVERO, LEV,1956; SALVADOR, 1964-b). INVÁLIDO SOLEDAD, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Trujillo. CIZANCOURT (1951) empleó este nombre para designar afloramientos de la Formación Caús, en la fila de La Soledad al norte del Estado Trujillo. Véase: CAÚS, FORMACIÓN. INFORMAL SOLITO, ARENAS DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. GONZÁLEZ DE JUANA (1937) designa con el nombre de Formación Solito a una sección de areniscas expuestas al sureste del campo de Cumarebo. PAYNE (1951) la consideró como integrante de su Formación Ricoa, "arenas de Sólito", entre las "arenas de Turaguapo", por debajo y las "arenas de Las Lomas", por encima. DE RIVERO (LEV, 1956) le reconoce de nuevo rango formacional a la unidad. WHEELER (1960, 1963)menciona también la unidad, como formación. GALEA (1976) estudia la unidad en la terminación occidental de la fila de Solito, al sur de Guaibacoa. De acuerdo al estudio de GIFFUNI et al. (1992), la secuencia que aflora en la región al sur de Cumarebo, predominantemente lutítica y que incluye varios cuerpos de arenas corresponde a la Formación Agua Salada. Uno de estos cuerpos de arenas es Solito, al cual se recomienda asignarle categoría informal dentro de la Formación Agua Salada, de la misma manera que se ha hecho con las arenas de Turaguapo, las arenas de Las Lomas, la caliza de Dividive y las arenas de San Francisco. La localidad tipose encuentra en el Cerro Solito, al sur-sureste del campo de Cumarebo, ubicado a unos 8 km al sur de Soledad, distritos Zamora y Colina, estado Falcón (LEV, 1970) (Hoja Nº 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad se encuentra desde el suroeste del campo de Cumarebo hasta el sur del río Ricoa, en el distrito Zamora del estado Falcón; está constituida por areniscas de grano fino y medio, 997 friables, aunque generalmente endurecidas, con motas blancas y pecas oscuras (GONZÁLEZ DE JUANA, 1937). El autor indica que areniscas muy similares a las descritas, se encuentran también en horizontes infrayacentes, intercaladas con arcillas laminadas violáceas y púrpura y que su diferenciación de las areniscas de Solito es pocomenos que imposible.Enforma muy sucinta, WHEELER (1960,1963) describe la Formación Solito como una sección, que alcanza unos 300 m, de lutitas, limolitas y arcillas arenosas con delgados hilos de arenisca sin consolidar, que aflora al norte de las montañas de San Luis. En la terminación occidental de la fila de Solito, a lo largo de la carretera Guaibacoa-Solito-Pueblo Nuevo, la unidad está constituida por paquetes lenticulares de areniscas de espesor variable entre 0,5 y 1,2 m y lutitas físiles. Las areniscas son sublitarenitas gris claro, de grano fino a medio, escogimiento moderado, alta densidad de empaquetamiento y con cemento silíceo-ferruginoso. Las lutitas son de color gris oscuro a negro, fisiles, finamente laminadas; meteorizan a marrón-rojizo-violáceo y en forma irregular se presentan concreciones y capas de nódulos de arcilla, yeso y óxidos de hierro (GALEA, 1976). Esta autora menciona unos 375 m. Los contactos son de aparente concordancia (LEV II, 1970). GONZÁLEZ DE JUANA (1937) menciona ejemplares mal conservados de Pecten, Cardium y moldes de Turritella. GALEA (1976) indica que la presencia de los foraminíferos aglutinados de pared alveolar en Solito indica aguas profundas, batiales y turbias y considera a esta unidad como del Mioceno temprano (?), por su posición estratigráfica, ya que carece de fósiles indicativos de edad. DÍAZ DE GAMERO (1996) la considera Mioceno temprano, por correlación con la Formación Cerro Pelado e interpreta las arenas de la Formación Solito como clásticos de agua profunda, derivados del sistema deltaico representado por la Formación Cerro Pelado, al oeste. Este sistema deltaico fue construido por el río proto-Orinoco, que drenaba la cordillera Central de Colombia, al oeste, y el macizo Guayanés, al este, y fluía hacia el norte, desembocando en Falcón occidental. Véanse: RICOA, FORMACIÓN y AGUA SALADA, FORMACIÓN VÁLIDO SOLITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Referencias: GONZÁLEZ DE JUANA (1937 a,b), designó con este nombre, a una sección de areniscas expuestas al sureste del campo de Cumarebo. PAYNE (1951), la consideró como miembro de su Formación Ricoa. WEINGEIST (LEV, 1956) le reconoció nuevamente rango formacional, forma en que aparece en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano de Petróleo (SVIP, 1963). WHEELER (1960, 1963), mencionó también la unidad. 998 Localidad tipo: Cerro Solito, ubicado unos 8 km al sur de la Soledad, distritos Zamora y Colina, estado Falcón. Extensión geográfica: La unidad cubre grandes extensiones al sur de río Ricoa y al sureste del campo de Cumarebo, en el distrito Zamora. Descripción litológica: La unidad está constituida por areniscas de grano fino y medio, fiables, aunque generalmente endurecidas por la acción de agentes atmosféricos, sobre el óxido de hierro contenido en ellas, con motas blancas, posiblemente restos de feldespatos alterados y con pecas oscuras, producto de oxidación. GONZÁLEZ DE JAUNA (1937 a, b), indica que areniscas muy similares a las descritas, se encuentran también en horizontes infrayacentes, intercaladas con arcillas laminadas de color violáceo y rojo púrpura, y que la diferenciación de estas areniscas del paquete llamado Solito, es poco menos que imposible. En la terminación occidental de la fila de Solito, a lo largo de la carretera Guaibacoa-SolitoPueblo Nuevo, la unidad está constituida por paquetes lenticulares de arenisca de espesor variable entre 45 y 120 cm y lutitas fisiles. Las areniscas son gris claro, de grano fino a medio, escogimiento moderado, alta densidad de empaquetamiento y con cemento silíceoferruginoso. Las lutitas son de color gris oscuro a negro, físiles, finamente laminadas, con yeso, jarosita y manchas de óxido entre láminas; meteorizan en marrón rojizo-violáceo, y en forma irregular se presentan concreciones y capas de nódulos de arcilla, yeso y óxidos de hierro (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). En forma muy sucinta, WHEELER (1960, 1963) describe la Formación Solito como una sección de lutitas, limolitas y arcillas arenosas con delgados hilos de arenisca sin consolidar. Foraminíferos bentónicos presentes en las lutitas, indican un ambiente de depositación de aguas turbias de por lo menos 450 m de profundidad (GONZÁLEZ DE JUANA et al 1980). Espesor: WHEELER (1963), indica que el espesor de la Formación Solito es de aproximadamente 300 m. Según GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), el espesor total de la formación es desconocido; sin embargo, estos autores mencionan un espesor de 375 m para la sección de la terminación occidental de la fila de Solito. Relaciones de campo: Los contactos de la sección son de aparente concordancia (LEV, 1970). Fósiles: GONZÁLEZ DE JUANA (1937 a, b) menciona ejemplares mal conservados de Pecten sp., y Cardium sp., y moldes de Turritella sp. Edad: De acuerdo al LEV (op. cit.), correlaciones estratigráficas sitúan la formación en el Mioceno Medio. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), la consideran del Mioceno temprano, por correlación con la Formación Agua Clara. Correlación: Para WHEELER (1960, 1963), la unidad es equivalente lateral de la Formación Cerro Pelado, GONZÁLEZ DE JUANA et al. (op. cit.), consideran que la Formación Solito se presenta en aparente continuidad lateral con lutitas de la Formación Agua Clara. 999 INVÁLIDO SOLITO-CURAMICHATE, ARENAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este término fue empleado por SENN (1940) para designar sedimentos mejor definidos bajo nombres separados. Véanse: SOLITO, FORMACIÓN yCURAMICHATE, ARENISCAS DE. VÁLIDO SPHAEROIDINELLA SEMINULINA, ZONA DE CENOZOICO(Terciario: Mioceno) Estado Falcón. BLOW (1959) estableció una zonación del Grupo Agua Salada, estado Falcón, basada en las extensiones de foraminíferos planctónicos. Hasta cierto punto reconoció las zonas existentes, pero en la parte superior introdujo zonas nuevas. Una de ellas es la Zona de Sphaeroidinella seminulina, definida por la extensión de aquella especie después de la extinción de Globigerina nepenthes. BLOW la atribuyó al Mioceno medio, pero BANDY (1964) la colocó en el Mioceno tardío. VÁLIDO STREBLUS CATESBYIANUS, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Estado Falcón. VALLENILLA (1961) estableció esta zónula, que hizo coincidir exactamente con el Miembro Curazaíto de la Formación La Vela, cuyo espesor es de 120 m en la sección de la quebrada El Muaco. VALLENILLA reconoció 74 especies en la zónula, de las cuales la más importante es la titular (en nomenclatura actual, Ammonia catesbyana). La fáunula indica condiciones de aguas muy someras y de salinidad muy inferior a lo normal, posiblemente lagunas litorales. VALLENILLA correlacionó la zónula estrechamente con la zónula de Elphidium poeyanum-Reussella spinulosa de RENZ (1948)y le asignó una edad Tortoniense superior. INFORMAL SUAPURE, GRUPO 1000 PRECÁMBRICO Estados Bolívar y Amazonas. MENDOZA (1974) propuso este nombre para incluir dos unidades de rocas ígneas ácidas, Granito de Pijiguao y Granito de Parguaza, que afloran desde Los Pijiguaos hasta Puerto Páez, en dirección este-oeste ydesde Los Pijiguaos hasta el río Ventuari en sentido nortesur, cubriendo un área de alrededor de 30000 km2. El término es inapropiado ya que no debe ser usado para incluir unidades litodémicas. Véanse: GRANITO DE PIJIGUAO y GRANITO DE PARGUAZA. INVÁLIDO "SUATA", FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Guárico. Esta es ortografía errónea, empleado por HEDBERG (1950-a), de Zuata. Véase: ZUATA, FORMACIÓN. VÁLIDO SUCRE, GRUPO MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. HEDBERG (1950-a), introdujo este nombre para abarcar las formaciones de edad Cretácico, infrayacente al Grupo Guayuta (Formación Querecual), en la serranía del Interior oriental. Originalmente incluía las Formaciones Barranquín, El Cantil y Chimana, un ciclo transgresivo que se inicia con conglomerados y areniscas, seguidas de un intervalo calcáreo, para terminar con predominio lutítico (HEDBERG y PYRE, 1944). ROD y MAYNC (1954), GUILLAUME et al., (1972) introdujeron nuevas formaciones en el grupo. KUGLER (1953), extendió el reconocimiento del Grupo Sucre hasta Trinidad. La subdivisión en dominios, del Cretácico de la serranía del Interior oriental, permite subdividir el grupo de la siguiente manera, desde el noroeste al suroeste: En el Dominio Archipiélago Guaiquerí-Manare: formaciones Barranquín, Taguarumo, García, Borracha y Chimana (MACSOTAY, et al., 1986 y VON DER OSTEN, 1954). En el Dominio Bergantín-Guanta: formaciones Barranquín, El Cantil, Chimana (VIVAS, 1997). En el Dominio Caripe: formaciones Barranquín, García, El Cantil, Chimana (GUILLAUME et al., 1972, ROSALES (1976), y YORIS, 1985). 1001 En el área de El Pilar-Casanay: formaciones Barranquín, Chuparipal, Borracha, Chimana (METZ, 1968, YORIS, 1985, MACSOTAY et al., 1985). En la Serranía de Guariquén: formaciones Taguarumo, García, El Cantil (GUILLAUME et al., 1972). Véanse: BARRANQUIN, FORMACIÓN; BOQUERON, FORMACIÓN; BORRACHA, FORMACIÓN; CHIMANA, FORMACIÓN; GARCIA, FORMACIÓN; PUTUCUAL, FORMACIÓN; VALLE GRANDE, FORMACIÓN y TAGUARUMO, FORMACIÓN. VALIDO SUPAMO, COMPLEJO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. MENÉNDEZ (1968) introdujo originalmente este término para designar el conjunto de unidades cuarzo feldespáticas, ígneas y metamórficas, pobres en feldespato potásico, que constituyen cuerpos dómicos mayores en la Provincia Geológica de Pastora y tienen una relación concordante con la secuencia supracortical que intrusionan. MENÉNDEZ (1972) describió la unidad formalmente e incluye como parte del Complejo a los gneises de Las Cosoibas, Oronato y Santa Cruz. La Trondhjemita de Gurí de CHASE (1965) quedó incluida, por definición, en el complejo. ESPEJO (1974) hizo énfasis acerca del carácter sódico del complejo, criterio que fue apoyado por MORENO y MENDOZA (1975), quienes propusieron excluir de la unidad a los cuarzos monzonitas. BENAIM (1972) reconoció la unidad hacia el este, en la cuenca del río Botanamo, donde describió el domo de La Introducción. ESPEJO (op.cit.), describe como parte del Complejo los domos de Santa Justa y El Foco, y la extensión occidental del arqueamiento dómico de El Manteco, en la cuenca del río Caroní. MENÉNDEZ (1994) reinterpretó la posición estratigráfica de los gneises de El Cedral, Manamundo y Las Yeguas de MARTÍN (1974), que afloran al oeste del río Caroní, considerándolos como parte del Complejo. La localidad tipo está en el río Supamo, estado Bolívar (Hoja Nº 7737, Escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La unidad aflora en el estado Bolívar, en una amplia región comprendida entre la serranía de Imataca, al norte y la serranía de Lema al sur donde ha sido reconocida desde la cuenca del río Caroní al oeste hasta la frontera con Guyana al este. El Complejo de Supamo consiste en rocas ígneas ácidas de carácter sódico, paragneises cuarzofeldespáticos y zonas de migmatita. Entre las rocas ígneas han sido descritas granodioritas, cuarzo dioritas, tonalitas y trondhjemitas; esencialmente; estas rocas constituyen cuerpos dómicos (MENÉNDEZ, 1972: BENAIM, 1972; ESPEJO; 1974) y, localmente, facolitos (CHASE, 1965). Las zonas de migmatita consisten en paragneis biotítico, gneis hornabléndico y anfibolita que alternan con sills de trondhjemitas y granodioritas; por disminución del material granítico, las zonas de migmatita pasan gradualmente a las unidades gnéisicas, entre las cuales han sido diferenciadas localmente los gneises de las Cosoibas, Oronato y Santa 1002 Cruz. Las trondhjemitas constituyen los cuerpos de rocas ígneas más abundantes en la extensión norte del Complejo, entre los cuales se ha diferenciado la Trondhjemita de Gurí. En la región del Alto Supamo, la trondhjemitas está estrechamente relacionada con las tonalitas, de las cuales aparentemente forman la facies de borde (MORENO y MENDOZA, op.cit.) MENÉNDEZ (1972) interpretó al Complejo como parte del basamento original granítico y gnéisico donde se depositó el Supergrupo Pastora, que luego fue removilizado y rejuvenecido en, por lo menos, dos periodos diferentes, adquiriendo la movilidad suficiente para intrusionar su cubierta. KLAR (1978; en MENÉNDEZ, 1994) sugirió que los gneises considerados por MENENDEZ (op. cit.) como paragneises, podrían ser reinterpretados alternativamente como ortogneises y que el resultado de los análisis isotópicos efectuados por él favorecen un origen ígneo para la totalidad del Complejo y que, por consiguiente, no formó parte del basamento sobre el cual se depositó el Supergrupo. Las rocas graníticas podrían haber sido emplazadas por una fuerza ascensional diapírica, deformando concordantemente a la secuencia supracortical y adquiriendo las características gnéisicas que muestran sus bordes (MENDOZA, 1975; MENÉNDEZ, 1994; 1995), iniciándose así la cratonización de esta parte del escudo. En consideración a las características geoquímicas comunes encontradas en las rocas analizadas, tales como un moderado contenido de TiO2 y bajo de Rb, K, Ni y Cr, MORENO y MENDOZA (op. cit.) sugirieron que las trondhjemitas del Alto Supamo fueron derivadas de la fusión parcial de metabasitas. CHASE (1965) llegó a una conclusión similar en lo que concierne al origen de la Trondhjemita de Gurí. El complejo constituye extensos cuerpos dómicos cuyos contactos con la secuencia supracortical, Supergrupo Pastora y Grupo Botanamo, es intrusivo y concordante. El complejo es a su vez intrusionado en forma discordante por rocas graníticas potásicas. La edad isotópica más antigua determinada en el Complejo de Supamo, corresponde a mediciones Rb/Sr en roca total del gneis trondhjemítico de Pueblito (Sinónimo de Trondhjemita de Gurí) que indicaron una edad isocrona de 2817 ± 57 Ma según GAUDETTE et al (1977), quienes también dedujeron una edad de 2660± 30 Ma a partir de zircones procedentes de las mismas muestras, todo lo cual implicaría que Supamo representa un basamento arqueozoico. KLAR (1978; en MENÉNDEZ,1994) y GIBBS (1979) reinterpretaron, en forma independiente, las edades Rb/Sr y U/Pb señalados por GAUDETTE et al (op. cit.) y consideraron que la posibilidad de un basamento arqueozoico representado en el Complejo de Supamo no está suficientemente substanciado todavía. KLAR (op. cit.) por su parte presenta resultados analíticos, Rb/Sr, K-Ar y U-Pb, indicando más bien una edad Proterozoico temprano para el complejo. Otras edades isotópicas medidas en rocas del complejo aparentemente muestran los efectos de eventos termales asociados a orogénesis pre-Transamazónicas (2600-2100 Ma) y a la Transamazónica (2000-1700 Ma) como lo destacaron MORENO et al (1977). SHORT y STEENKEN (1962) determinaron una edad de 2340 ± 55 Ma por Rb/Sr en biotita alterada de gneises que afloran 35 km al este de San Pedro de Las Bocas. CHASE (1965) indicó una edad de 2000 Ma por K/Ar en biotita de la Trondhjemita de Guri. MARTIN et al. (1968) 1003 señalaron edades K/Ar de 2000 ± 100 Ma y de 1970 ± 100 Ma en biotitas procedentes de cuarzodiorita y granodiorita, respectivamente, de zonas marginales del complejo en la región de Guasipati. ESPEJO y SANTAMARIA (1974) indicaron edades de aproximadamente 1800 Ma por K/Ar en roca total y biotita del gneis trondhjemítico de Pueblito (sinónimo de la Trondhjemita de Guri) y de la cuarzodiorita de Santa Justa. Las edades más jóvenes podrían indicar la edad del último periodo de reactivación del complejo durante la orogénesis Transamazónica en concordancia con lo expuesto por MENÉNDEZ (op. cit.). La unidad ha sido correlacionada con la Migmatita de La Ceiba que aflora al norte de la falla de Guri, en la Provincia de Imataca, con el Grupo, Kanuku de Guayana y con los grupos Coeroeni y Falawatra de Surinam (HURLEY et al, 1976). MORENO y MENDOZA (op. cit.), indicaron similitud geoquímica de los granitos sódicos de Supamo y los Granitos Guayanais del Arqueozoico de Guayana Francesa descritos por CHOUBERT (1974). GIBBS (1979) correlacionó a los gneises de la Asociación Bártica y los gneises del Complejo de Supamo, por su similitud litológica y su relación concordante con la secuencia supracortical. El término reemplaza los menos apropiados de "batolito de Usupamo" de KOROL (1965), "gneis de Guri" de SHORT y STEENKEN (1962) y "gneis de Carichapo" de MCCANDLESS (1966). 1004 T INFORMAL "T", ARENAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. DE SISTO (1960-b) se refiere brevemente a las Arenas "T" ("T-1" a "T-15") como equivalentes a la Zona de Textularia de la Formación La Pica, en el Área Mayor de Santa Bárbara, estado Monagas, atribuyéndole el origen de la nomenclatura a la Mene Grande Oil Co. El mismo autor empleó dichos nombres en la descripción de la Formación La Pica, en el Área Mayor de Santa Bárbara (DE SISTO, 1961-a) y en las tablas comparativas de las nomenclaturas usadas por las diversas compañías petroleras, en el norte de Monagas (DE SISTO, 1962). Véase: LA PICA, FORMACIÓN INVÁLIDO TABLA, ARENAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. A pesar de su prioridad en publicación, este término, introducido por LIDDLE (1928) y empleado por la CARIBBEAN PETROLEUM COMPANY (1948) para designar el miembro más importante de su Formación Tercer Carbón, ha sido sustituido por el nombre mejor definido de Formación Barco. (SUTTON, 1946; SCHAUB, 1948; BRONDIJK, 1967-b). Véase: BARCO, FORMACIÓN. INVÁLIDO TABLAZOS, CAPAS DE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: PliocenoCuaternario) Estado Zulia. GARNER (1926) introduce este nombre para designar capas no consolidadas del PlioPleistoceno expuestas cerca de Los Tablazos, al noreste del estado Zulia. LIDDLE y SUTTON (1946) señalaron la naturaleza conglomerática de las capas. Según RIVERO NADAL (LEV, 1956), la unidad ha quedado incluida en la Formación San Gregorio. Véase: SAN GREGORIO, FORMACIÓN. 1005 INVÁLIDO TACAGUA, FASE (Complejo La Costa) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Distrito Federal. DENGO (1950, 1951) designa con este nombre a una secuencia alternante de esquisto calcáreo - grafitoso y esquisto epidótico, expuesta en el valle de la quebrada de Tacagua, Distrito Federal, considerándola como parte de su Grupo Caracas. SMITH (1952) indica que algunas rocas de su Formación Paracotos son similares a los de la Formación Tacagua. AGUERREVERE (1960) la describe brevemente. FEO-CODECIDO (1962) y WEHRMANN (1972) la incluye en sus mapas de la región central de la cordillera de La Costa. MÉNDEZ y NAVARRO (1987) estudian geoquímicamente sus rocas metavolcánicas. NAVARRO et al. (1888) redefinen esta unidad como Fase Tacagua de su Complejo La Costa, separándola por consiguiente del Grupo Caracas. VÁLIDO TACAGUA, FORMACIÓN MESOZOICO MEDIO-SUPERIOR Distrito Federal. Referencias: Este nombre fue empleado por DENGO (1951) para designar una unidad expuesta en el valle de Tacagua, descrita anteriormente sin nombre por el mismo autor (1947).SMITH (1952), considera que la partemedia de la Formación Paracotos designada por él, es litológicamente similar a algunas rocas dela Formación Tacagua. AGUERREVERE (1960), considera la base de la formación como una zona de transición de lechos oscuros de esquistos calcáreos y lechos claros de esquistos sericítico-epidóticos. FEO CODECIDO (1962) también menciona la unidad. Localidad tipo: Al norte de la unión de las quebradas Tacagua y Topo, Distrito Federal (Hoja Nº 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Valle de Tacagua. Descripción litológica: La unidad consiste de esquistos verde claro, finamente granulares y uniformemente foliados, compuestos principalmente por sericita y epidoto. Hacia la parte inferior de la unidad, el esquisto se hace ligeramente calcáreo y contienen bandas blancas de cuarzo y albita, así como vetas de cuarzo, más escasas que en la Formación Las Mercedes, infrayacente. 1006 Espesor: Al norte de la quebrada Topo la formación alcanza unos 150 a 200 m de espesor, pero la parte superior ha sido erosionada (DENGO, 1951). Relaciones de campo: Según DENGO (1951), el contacto inferior es de transición con la Formación La Mercedes. El contacto superior, aparentemente erosional, no fue definido. Fósiles: Ausentes. Edad: Según DENGO (op. cit.), la formación es la unidad más joven del Grupo Caracas, correspondiente al Mesozoico medio o superior. Correlación: En la región de Los Teques-Cúa, SMITH (1952) consideró que la parte media de la Formación Paracotos es litológicamente similar a parte de la Formación Tacagua. INVÁLIDO TACAL, FORMACIÓN, GRUPO CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Falcón. GONZÁLEZ DE JUANA (1938-a, b) describe originalmente al Grupo Tacal. SENN (1940), LIDDLE (1946) y WHEELER (1960, 1963) se refieren a laFormación Tacal. GUEVARA (1967) la considera como sinónimo de las formaciones La Victoria y Jarillal y recomendó su invalidez. Véanse: LA VICTORIA, FORMACIÓN y JARILLAL, FORMACIÓN. INVÁLIDO TACAMIRE, ARENISCA DE, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. SENN (1935) subdivide en lutitas de Tacamire y areniscas de Tacamire, a una unidad expuesta cerca del pueblo del mismo nombre en el distrito Acosta, estado Falcón. La parte basal, lutítica, suprayace a la caliza de Cerro Campana y parece ser equivalente lateral de las margas de Guayabal (SENN, 1935). La parte superior, arenosa, representa el Miembro La Danta de la Formación Guacharaca. Las lutitas y areniscas combinadas equivalen a parte de la Formación Guacharaca. Véase: GUACHARACA, FORMACIÓN. 1007 INVÁLIDO TÁCHIRA, CALIZA DE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Táchira. Estos términos, empleados por SIEVERS (1888), HEDBERG y SASS (1937-a, b) y HEDBERG (1938-a, b), son sinónimos de la Formación La Luna. Véase: TÁCHIRA, MIEMBRO. VÁLIDO TÁCHIRA, FTANITA DE, MIEMBRO (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Santoniense) Estado Táchira. SIEVERS (1988) nombró originalmente la Caliza de Táchira, y el término fue empleado, con rango formacional, por HEDBERG y SASS (1937-a, b) y por HEDBERG (1938-a, b). Aparentemente se estableció su sinonimia con la Formación La Luna, mejor definida, por lo cual cayó en desuso. Posteriormente el nombre fue empleado por RENZ (1959) en sentido de formación. Sin embargo, en estudios posteriores se ha considerado como miembro de la Formación La Luna (SVIP, 1963; TRUMP y SALVADOR, 1964). El miembro consiste de ftanitas regularmente estratificadas, de 80-100 m de espesor, con intercalaciones menores de lutita silícea y caliza. Contiene faunas indicativas de su edad Coniaciense-Santoniense, pero DE ROMERO y GALEA-ALVAREZ (1995), con base a un prolífico contenido de microfauna, restringen la edad del Miembro Ftanitas del Táchira a Campaniense. Véase: LA LUNA, FORMACIÓN. VÁLIDO TAGUARUMO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Barremiense) Estado Sucre. Referencias: VON DER OSTEN (1954) definió a Taguarumo, como el miembro superior de la Formación Barranquín, sensu LIDDLE (1928, 1946). GUILLAUME et al., (1972), lo ascienden al rango formacional y en la serranía de Guariquén, separa la parte inferior con el nombre de Miembro El Cazón, ROSALES (1976) está en desacuerdo con el rango formacional asignado a esta unidad, por considerar que la separación de Taguarumo de la Formación Barranquín es de carácter bioestratigráfico y no litoestratigráfico. MACSOTAY 1008 et al., (1986), mantienen el carácter formacional, sustentado por criterios litoestratigráficos distintivos. Localidad tipo: Se halla en la isla Picuda Grande, desde las calizas gemelas de color verde olivo, en la parte central de la isla, hasta su contacto con las calizas de la Formación Borracha suprayacente (VON DER OSTEN, 1954), en el morro de Picuda. GUILLAUME et al., (1972) reducen esta sección, argumentando la presencia de la Formación García en el morro de Picuda; sin embargo, la litología expuesta en el morro corresponde a la Formación Taguarumo y no a García. Extensión geográfica: Descrito originalmente de la región de Santa Fe, (VON DER OSTEN, 1954), fue extendido por todo el norte de la serranía del Interior oriental por GUILLAUME et al., (1972), desde el islote Caribe, al oeste de la isla Borracha, hasta la serranía de Guariquén. MACSOTAY y VIVAS (1985), la citan al norte del corrimiento de El Naranjo, en el dominio archipiélago Guaiquerí-Manare; al sur de éste, la Formación Barranquín no es divisible (ROSALES 1960). Las secuencias dominadas por calizas macizas con rudistas, incluidas en esta formación por GUILLAUME et al., (1972) de los afloramientos septentrionales del río Carinicuao, son separadas como Formación Chuparipal por MACSOTAY y ALVAREZ (1987). Descripción litológica: La Formación Taguarumo consiste en una secuencia de lutitas y areniscas, con dominio de las primeras, donde con frecuencia se hallan calizas verdes con Trigonia (VON DER OSTEN, 1954). Las lutitas y areniscas se hallan en paquetes macizos plurimétricos, a diferencia del Miembro Picuda de la Formación Barranquín, infrayacente, y sus lutitas son negras. Su contacto con el Miembro Picuda, en ausencia de las calizas gemelas, es difícil de precisar (VON DER OSTEN, op. cit.). MACSOTAY et al., (1986), distinguen la Formación Taguarumo en base a que sus intervalos pelíticos están dominados por ritmitas limo-arenosas (lutitas arenosas de VON DER OSTEN, op. cit.) y limolitas. Las ortocuarcitas son de colores claros, las limolitas son negras, meteorizando a rojo, amarillo y verdoso; las ritmitas son de color gris a castaño. La estructura sedimentaria dominante en las ortocuarcitas, es la estratificación cruzada. La bioturbación de la icnofacies de Chondrites es frecuente en las perlitas: en la base de las calizas se observan galerías de Macanopsis y las Thalassinoides. Las ortocuarcitas forman capas competentes, no lenticulares. Con base de los hallazgos de plantas detríticas SCHLAGINTWEIT (1919), ROYO y GÓMEZ (1960), y algunos moldes de bivalvos: Cyrena sp?, se le adjudicó ambiente de agua dulce a salobre (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). Las calizas de la unidad se debieron a continuas fluctuaciones producidas por el avance o retirada del mar, (ROSALES, 1960). Para GUILLAUME et al., (1972), la ausencia de amonites, unida a la presencia de foraminíferos bentónicos, sugiere ambiente sublitoral, de plataforma interna. MACSOTAY et al., (1986) en base a icnofauna y moluscos fósiles, proponen paleoprofundidad de 150 ± 30 m con una posición distal sobre la plataforma submarina. Espesor: VON DER OSTEN (1954), mide 660 m en la isla Picuda Grande, lo cual se reduciría a 250 m de aceptarse el tramo adjudicado a la Formación García por 1009 GUILLAUME et al., (1972). ACHURRA (en GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980), miden 1125 m en la sección incompleta de la península de Manare, donde puede haber repetición de la sección por fallas. Relaciones de campo: El contacto inferior es transicional por interdigitación lateral y vertical; el contacto superior es abrupto con las lutitas arcillosas de la Formación García suprayacente (GUILLAUME et al., 1972). La Formación Chuparipal es su equivalente distal de plataforma externa, y su superposición actual es resultado de los corrimientos terciarios intramontanos (MACSOTAY y ALVAREZ, 1987). La Formación Taguarumo sensu MACSOTAY et al., (1986), no se reconoce al sur de los corrimientos intramontanos mayores: El Naranjo, El Culón. Fósiles: VON DER OSTEN (1954) cita del área tipo, abundantes moluscos bivalvos, entre los que merecen citarse: Mediterraneotrigonia hondaana (Lea) Pterotrigonia tocaimaana (Lea), Panope neocomiensis (d' Orbigny), Arctica protensa (Woods) y el rudista Caprina plumensis (Harris y Hodson); localmente se observaron corales hermatípicos: Astrocoenia whitneyi Wells, Meandrophyllia cariacoensis Wells y Elasmophyllia tolmachoffana (Wells). Los foraminíferos bentónicos Choffatella decipiens Schlumberger y Pseudocyclammina hedbergi Maync, se conocen de toda la formación (GUILLAUME et al., 1972). ROYO y GÓMEZ (1953) cita Aetostreon latissimus (Lamarck) (Exogyra couloni.) Neithea syriaca (Conrad) entre otros, demuestran la afinidad Tethysiana de la fauna. Los niveles con abundantes plantas detríticas: Weichselia aff., peruviana, Otozamites sp., y Brachyphyllum sp., se hallan restringidas a la Formación Taguarumo en el dominio septentrional (MACSOTAY et al., 1986). Edad: La flora sugiere edad Neocomiense (SCHLAGINTWEIT, 1919 y ROYO y GÓMEZ, 1960); los corales presentan afinidades urgonianas (Barremiense-Aptiense inferior) para WELLS (1944). Los moluscos cosmopolitas estudiados por ROYO y GÓMEZ (1953), le sugieren edad Neocomiense-Barremiense. VON DER OSTEN (1954), también se inclina por una edad semejante, y sólo la correlación forzada con fauna (1957) de la Formación Glen Rose (Texas, U.S.A.), le lleva a una edad Aptiense. GUILLAUME et al., (1972), le adjudican edad Aptiense inferior en base a foraminíferos de biozona muy extensa. MACSOTAY et al., (1986), en base a moluscosbentónicos (Sphaera corrugata, Diptyxis riveroae y Adiozoptyxis coquandiana) le asignan edad Barremiense. Correlación: Correlaciona con la parte superior de la Formación Barranquín, del dominio Bergantín meridional, de la serranía del Interior oriental (VIVAS, 1987) y con el Miembro Taguarumo del bloque de Caripe (YORIS, 1985). Su semejanza litológica es mayor con las formaciones Toco y Coche de Trinidad, que con las correlativas de la Formación Barranquín (GUILLAUME et al., 1972). También es correlativa de la Formación Chuparipal del estado Sucre, y de la Formación Yuruma, de La Guajira meridional (MACSOTAY y ALVAREZ, 1987). Véase: BARRANQUÍN, FORMACIÓN. 1010 INFORMAL TAIPANA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO INFERIOR Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-c) introduce este término para designar la unidad más joven de su Serie Real Corona, suprayacente a la Cuarcita de Mápares, expuesta al oeste de Mápares en el margen oriental del río Aro, donde se observa en el flanco occidental del gran sinclinal este-oeste que comienza en la zona de La Flor, estado Bolívar y forma la fila de Las Cordilleras, La unidad consiste de areniscas de grano grueso, impuras y cizalladas, con clastos de unos 2 milímetros de espesor embebidos en una matriz filítica de color gris, metamorfizadas a la facies del esquisto verde. El mismo autor (1965-a) establece la sinonimia de este término con la subunidad Wacke, término inadecuado por no geográfico, de su Formación Real Corona, El nombre Formación Taipana, pues, se considera como válido, aunque informal. INVÁLIDO TAPARITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. Este nombre aparece en el cuadro de correlación de MENCHER et al., (1951),para designar una unidad concordante por encima de la Formación Urumaco y pordebajo de la Formación Chiguaje, en Falcón. WEINGEIST (LEV, 1956) la considera como la unidad más antigua del Grupo o Formación Codore. STAINFORTH, (1962) señala que el nombre de Taparito, es homónimo del Miembro Taparito de la Formación Mostrencos de HEDBERG y SASS (1937) y propone el nombre de El Jebe para el miembro inferior de la Formación Codore. Véanse: EL JEBE, MIEMBRO y CODORE, FORMACIÓN. INVÁLIDO TAPARITO, MIEMBRO (Formación Mostrencos) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre es empleado por HEDBERG y SASS (1937-a) para designar una de las subdivisiones de la Formación Mostrencos. Tanto la unidad como sus miembros han sido sustituidos posteriormente. 1011 Véase: MISOA, FORMACIÓN. VÁLIDO TARATARA, MIEMBRO (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. KAVANAGH DE PETZALL (1959) designa con el nombre de Miembro Taratara el miembro superior de la Formación Caujarao en la estructura de La Vela. Posteriormente, es reconocido por VALLENILLA (1961) en la localidad tipo de la Formación Caujarao, en el río Coro. La localidad tipo se encuentra al sur y suroeste del caserío Taratara, a 7 km al este de La Vela, distrito Colina, estado Falcón (Hoja Nº 6250, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). El Miembro Taratara se reconoce desde las cercanías de Coro hasta la estructura de La Vela; consiste de arcillas y lutitas microfosilíferas, de color gris azulado, que meteorizan a marrón. WOZNIAK y WOZNIAK (1987) le atribuyen un ambiente deplataforma, con influencias a veces más marinas por la presencia de microfauna pelágica. El espesor es de 400 m en la localidad tipo (KAVANAGH DE PETZALL, 1959), que se reducen a 245 m en el río Coro (VALLENILLA, 1961). El contacto inferior, con el Miembro Mataruca de la Formación Caujarao, es concordante. El superior, con la Formación La Vela, es concordante, con discordancias locales (KAVANAGH DE PETZALL, 1959). De acuerdo a REY (1990), el contacto con la Formación La Vela es concordante y abrupto. Tanto KAVANAGH DE PETZALL (1959) como VALLENILLA (1961) citan una abundante microfauna de foraminíferos. Igualmente, WOZNIAK y WOZNIAK (1987) estudian los foraminíferos de la unidad, con énfasis en los planctónicos y asignan el Miembro Taratara a la Zona de Neogloboquadrina dutertrei (= Globorotalia humerosa), parte superior del Mioceno tardío. INVÁLIDO TARRA, LUTITAS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. Este nombre en desuso (MECHER et al. 1953), es utilizado originalmente para designar las formaciones Colón y Mito Juan en el subsuelo de los campos petrolíferos de Zulia suroccidental (YOUNG et al., 1956). INFORMAL TAU, ARENA (Formación Las Piedras) 1012 CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al. (1947), mencionan brevemente la Arena Tau como un horizonte presente en los registros eléctricos, en el Área Mayor de Oficina, Anzoátegui central, por encima de los primeros fósiles marinos, trazando el contacto Las Piedras-Freites en la base de dicha arena. HADLEY (en LEV, 1956) y DE SISTO (1961-b), la mencionaron en los mismos términos. Véase: LAS PIEDRAS, FORMACIÓN. VÁLIDO TAUSABANA-EL RODEO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO ZONADO MESOZOICO (Cretácico medio) Estado Falcón. MARTÍN y AROZENA (1972) emplean formalmente este nombre, para designar la porción oriental de la Zona Máfico-Ultramáfica de Paraguaná. MÉNDEZ (1960), presenta una investigación completa sobre la Cromita de Paraguaná, a la vez que describe con cierto detalle, el complejo ultramáfico, al que se halla asociado el depósito de cromita. Ese mismo año, MARTÍN realiza descripciones petrográficas de reconocimiento del cuerpo y, posteriormente, FEO-CODECIDO (1971) publica un resumen sobre las rocas ígneas básicas y ultrabásicas de Paraguaná. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974), presentan las únicas dataciones radimétricas disponibles hasta la fecha del Gabro Zonado de SirabaCapuana, al cual las ultramáficas se hallan genéticamente asociadas. MISTAGE et al. (1989), proponen sustituir la presente denominación por la de Harzburgita de El Rodeo e incluirla en el "Complejo de Santa Ana" de carácter ofiolítico. Ni MÉNDEZ (1960), ni MARTÍN y AROZENA (1972), especifican alguna localidad tipo, pero en vista de que el cuerpo es pequeño, la localidad debe ser la misma fila Tausabana-El Rodeo que estos autores describen: ocupa toda la masa de los cerros Tausabana y el Rodeo y la porción central del cerro Arajó, península de Paraguaná, estado Falcón. Presenta un arreglo zonado que comprende del centro a la periferia, dunita (olivino con textura de cúmulo, clinopiroxeno diopsídico con textura de intercúmulo y cromita accesoria), peridotita serpentinizada tipo harzburgita-lherzolita (olivino con textura de cúmulo, clinopiroxeno en vías de alteración a kaersutita y enstatitabroncita como intercúmulo) que es la roca más abundante del complejo, piroxenita olivinífera, piroxenita hornabléndica, y un dique marginal de gabro pegmatítico piroxénico-hornabléndico. Se presenta un lente truncado de cromita en la dunita central, ambas invadidas por el dique de gabro pegmatítico y se desarrolla una zona de melange, en la cual, fragmentos de dunita y cromita, quedan incluidos desordenadamente en el gabro. En las peridotitas se desarrollan, además, pequeños diques irregulares de dunita, norita y troctolita de nueva generación. Una característica conspicua de las mismas, son las capas de flujo piroxénicas y anfibólicas de composición alterna y de granulometría gradada, que a veces se interdigitan con anortositas 1013 piroxénicas y anfibólicas gnéisicas. La cromita, asociada a la dunita, es una masa tabular alargada (boudin o lente) de 46 m de longitud, con espesores variables entre 1,40 m y 2,20 m y una profundidad mínima de 12 m. Su concentración varía de 60 a 85%, siendo la otra fase una serpentina antigorítica. Todo el complejo se halla cortado por diques de basalto, relacionados con aquellos que intrusionan la Meta-Granodiorita de El Amparo. Según MISTAGE et al., (1989) todas las rocas del complejo muestran evidencias de metamorfismo. MARTÍN y AROZENA (1972), postulan el origen de este complejo, en niveles inferiores de una cresta oceánica pacífica, de donde fue llevado a su posición actual en la corteza superior como diapiro ó protusión del manto, en una zona adyacente de sobrecorrimiento (obducción). Se le considera como un producto residual de la diferenciación progresiva de una pirolita, en el manto superior, a unos 50 km de profundidad. La afinidad química y penecontemporaneidad de estas ultramáficas con el Gabro Zonado de Siraba-Capuana, parece estar suficientemente comprobada, aunque el último haya intrusionado en estado pastoso, al primero. La cromita es considerada como una acumulación magmática primaria, producto de cristalización fraccionada y diferenciación gravitacional de una pirolita (peridotita tipo harzburgita-lherzolita), en el manto superior (a 1200°C y 10-20 kb) y reemplazada tectónicamente como sólido y sin haber sufrido recristalización. MISTAGE, et al., (1989) postulan que el presente complejo ultramáfico forma parte de una asociación ofiolítica. El Complejo Ultramáfico de Tausabana-El Rodeo tiene forma de elipse achatada irregular, alargada en sentido este-oeste, de 8 km de largo por 2,5 km de ancho. Se halla parcialmente cubierto por sedimentos miocenos, que impiden observar los contactos con las rocas donde fue emplazado. El Gabro Zonado de Siraba-Capuana lo intrusiona, y el contacto con este cuerpo hacia el oeste es fallado. En la facies anortosítica del gabro zonado, se observan abundantes xenolitos de dunitas, peridotitas serpentinizadas y troctolitas. No existen edades radimétricas directas hasta la fecha, pero el Gabro Zonado de Siraba-Capuana, que es intrusivo en las ultramáficas y se considera penecontemporáneo con éstas, fue datado por SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) por el método K/Ar en roca total. El resultado de 118 ± 10 Ma a 120 ± 11 Ma, corresponde el Cretácico temprano a medio. MARTÍN y AROZENA (1972), correlacionan el Complejo Ultramáfico de Tausabana-El Rodeo, con cuerpos similares en Los Urales, en Alaska suroriental, en Nueva Caledonia, en Chipre, en Aruba y en Las Cascadas (E.U.A). En Venezuela, las autoras mencionadas lo comparan (y recalcan las diferencias) con los complejos de Chacao, Cerro Pelón, Los Monjes, La Orchila, Loma de Hierro, Macanao, Cabo Tres Puntas, La Bimba, Siquisique, San Quintín y Tinaquillo. Las reservas probables del depósito de cromita fueron calculadas por MÉNDEZ (1960) en 4000 tm MARTÍN y AROZENA mencionan 2898 tm ya explotadas. Ambos autores concuerdan en que el depósito presenta escasa importancia económica, debido a lo diminuto de sus reservas. VÁLIDO TEMBLADOR, GRUPO 1014 MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Maestrichtiense) Estado Monagas. HEDBERG (1942) introduce el nombre Formación Temblador, para designar las capas del Cretácico presentes en el subsuelo en el sur de los estados Monagas y Anzoátegui. HEDBERG et al. (1947), en su descripción más detallada, subdividen la unidad en un miembro inferior abigarrado y un miembro superior glauconítico, términos descriptivos convertidos luego en unidades informales. El nombre Temblador proviene del campo petrolífero del mismo nombre; su sección tipo se designó en el pozo Tigre-1, coordenadas N-158.994 y E-617.797 (Hoja Nº 7442, escala 1:100.000, Cartografía Nacional), entre las profundidades de 1915 m y 2119 m. PATTERSON y WILSON (1953) describen la sección equivalente más al oeste, en los campos petrolíferos de Guárico; reconocen la Formación Temblador con la misma subdivisión, pero debido al espesor mucho mayor de la sección, que incluye una prominente caliza gris, elevan la unidad a rango de grupo, dividido en cuatro formaciones, llamadas Abigarrada (Mottled), La Cruz, Infante y Guavinita, en secuencia ascendente. DUSENBURY (1960, 1964) reestudia el Grupo Temblador e introduce los nombres Canoa y Tigre, para reemplazar los términos inadecuados, por no geográficos, de Abigarrado inferior y Glauconítico superior. Señala además, que la Formación Tigre, indivisible hacia el este, corresponde a la secuencia de las formaciones La Cruz-Infante-Guavinita hacia el oeste. Para la mejor flexibilidad de la nomenclatura, propone que estas tres unidades sean consideradas como componentes de la Formación Tigre, reduciendo su rango al de miembro. La aceptación general de las proposiciones de DUSENBURY es evidente en su aplicación, en el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (SVIP, 1963). Véanse: TIGRE, FORMACIÓN y CANOA, FORMACIÓN. INFORMAL TEMEMURE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico?)-CENOZOICO (Terciario: Oligoceno temprano-Eoceno tardío) Estado Guárico EVANOFF (1951) introduce el nombre "Grupo Tememure" por primera vez para designar una compleja secuencia sedimentaria heterogénea, que aflora en la parte superior de la quebrada Tememure, al noroeste de San Rafael de Orituco, estado Guárico. La secuencia consiste en una alternancia de lutitas, areniscas y calizas, muy deformada y triturada. Las lutitas son de color gris oscuro a negro, laminadas, medianamente duras, quebradizas y arenosas. Las areniscas, de color gris claro y crema, son compactas a endurecidas y de grano fino. Las calizas, localmente glauconíticas y caracterizadas por la presencia de Lepidocyclina, se destacan cuando no están cubiertas con material rodado. Muestra columnas estratigráficas de las quebradas Lele-Quebradón y El Baño. Como apéndice de la publicación, DE CIVRIEUX (1951) reporta, entre otros, los siguientes fósiles de las calizas 1015 arrecifales de su Formación Tememure: Operculinoides kugleri, O. trinitatensis, Lepidocyclina (Pliolepidina) pustulosa, Discocyclina (Asterocyclina) asterisca, Lithothamnium sp., Globigerina sp., Globorotalia sp., Güimbelina sp., y Eorupertia sp, además de foraminíferos bentónicos, gasterópodos y algas. MENCHER et al. (1951, 1953); YOUNG et al. (1956); RENZ (1957); RENZ et al, (1958); RENZ (1961) hacen caso omiso de la definición de EVANOFF (op. cit.) y utilizan el nombre en el sentido restringido al Eoceno tardío de DE CIVRIEUX (op. cit.), en consecuencia de lo cual, el término Tememure viene a ser sinónimo innecesario del término válido previo, "Formación Peñas Blancas". PEIRSON (1965) demuestra que la sección tipo de Tememure consiste en una imbricada zona de corrimientos del frente de montañas de Guárico y que las complejidades observadas por EVANOFF (op. cit.) son de origen estructural y no estratigráfico. Considera impropio el empleo del término "Grupo Tememure" y, en consecuencia, prefiere introducir el nombre nuevo "Complejo de Chacual" para designar la zona imbricada. BECK y FURRER (1977y BECK (1977) emplean de nuevo el nombre para una formación compuesta de lutitas arcillosas, con lentes de arenisca cuarzosa y de caliza arenosa glauconítica" con "pequeños olistolitos" (material endógeno) de caliza negra fosilífera del Cenomaniense-Turoniense que puede ser llamada "Formación Tememure". BECK (1986) prefirió aplicar elnombre de Formación Tememure, en lugar de "Caratas", a la secuencia lutítica-arenosa del Eoceno Medio en la quebrada Tememure y el cerro El Diamante, ubicada concordantemente por debajo de la Caliza Peñas Blancas y discordante por encima la Formación Vidoño, de edad Paleoceno-Eoceno inferior, y a la cual asignó la secuencia olistostrómica. Por otra parte, CAMPOS et al. (1980) evitan el uso del término "Tememure" y proponen el nombre "Cautaro", del Eoceno temprano. ROSALES y MACSOTAY (1985) mencionan brevemente a la "Formación Tememure", asociada con yeso y anhidrita. VIVAS y MACSOTAY (1995) definen en mayor detalle la "Formación Tememure", del Eoceno tardío-Oligoceno temprano, como "una unidad olistostrómica que fue depositada sobre el borde septentrional de la plataforma guayanesa durante el Eoceno superior-Oligoceno". Ubican a la secuencia en dos fajas tectónicas, la "unidad Tuira (complejo caótico)", con 70 km de largo y 2 de ancho, con afloramientos desde Camatagua-El Jobal hasta Altagracia de Orituco, caracterizada por olistostromos del Cretácico, Eoceno temprano e Eoceno medio, embebidas en una matriz lutítica cizallada y el "Complejo Chacual", con afloramientos discontinuos por un largo de 150 km, desde Altagracia de Orituco hasta el morro de Unare, caracterizada por endolistolitos, exolistolitos y lonjas de falla. VIVAS y MACSOTAY (op. cit.) identifican numerosos fósiles de diversos sitios. BECK (1986), en su columna estratigráfica reconstruida, ubica a la secuencia, de edad Eoceno medio, por debajo de la Formación Peñas Blancas y coloca al intervalo con mayor cantidad de grandes olistostromos en su Formación Vidoño; por otro lado, VIVAS y MACSOTAY (1995) ubican a la secuencia "Tememure", de edad Eoceno tardío-Oligoceno temprano, por encima de la Formación Peñas Blancas e incluyen en ella los grandes olistostromos. 1016 Véanse: CHACUAL COMPLEJO DE; CAUTARO, FORMACIÓN y PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO TERCER CARBÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre fue publicado originalmente por LIDDLE (1928) y empleado durante mucho tiempo en el subsuelo del distrito Colón, estado Zulia (CARIBBEAN PETROLEUM. Co., 1948). MOHLER (LEV, 1956) reseñó los datos sobre la unidad. BRONDIJK (1967-b) propuso su sustitución por el término más adecuado de Grupo Orocué; los miembros "Lutitas Abigarradas" y "Carbonoso" corresponden a la Formación Los Cuervos, el Miembro Tabla o Barco a la Formación Barco, y los miembros "Lutitas Inferiores" y "Arenisca de Catatumbo" a la Formación Catatumbo. Véase: OROCUÉ, GRUPO. INFORMAL TEXTULARIA, ARENAS DE (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. El término Arenas de Textularia, publicado por DE SISTO (1960-b) es aplicado originalmente por geólogos de la Creole Petroleum Corp. para referirse al intervalo de arenas que constituye el tercio inferior de la Formación La Pica, en los campos petroleros de Travieso Este, Mulata y Jusepín, en la parte norte y noroeste del Estado Monagas. Estas arenas fueron diferenciadas como "J-1" a "J-22" o "J-7" a "J-22", según las áreas, y equivalen a las arenas "T-1" a "T-12" de la Mene Grande Oil Co,. "W-8" a "W-33" de MGO/Phillips y a las "L-1" a "L-8", más la Arena Muri, de la Sinclair. Las Zonas "E" y "F" de DE SISTO (1960-b), son equivalentes a las Arenas de Textularia. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. VÁLIDO TEXTULARIA FALCONENSIS, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. 1017 VALLENILLA (1961) establece esta zónula, equivalente al Miembro Chiguaje de la Formación La Vela en Falcón, y señala sus características en una carta faunal sin descripción textual. INVÁLIDO TEXTULARIA PANAMENSIS, ZONA DE CENOZOICO Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta zona, mencionada sin definición por CUSHMAN y RENZ (1941), según RENZ (1948) equivale a su Zónula de Textularia panamensis. VÁLIDO TEXTULARIA PANAMENSIS, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. RENZ (1948) define esta zónula en la parte superior del Grupo Agua Salada, correspondiente a parte del Miembro Huso de la Formación Pozón. Considera que el conjunto de foraminíferos indica influencia de factores más bien ecológicos, concepto confirmado posteriormente por BLOW (1959). Su equivalente es mencionado en la parte superior de la Formación Caujarao (PETZALL, 1959; VALLENILLA, 1961). Los citados autores la atribuyen al Mioceno medio, pero los criterios modernos indican una edad Mioceno tardío. Véase: AGUA SALADA, GRUPO. INVÁLIDO THETA, ARENA (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. En el Área Mayor de Oficina, las arenas superiores de la Formación Oficina fueron designadas originalmente mediante las letras griegas Alpha, Beta, Gamma, Delta y Theta, en secuencia ascendente. Al obtenerse en ellas producción petrolífera, se modificó esta nomenclatura a la de Arenas Oficina-1 a 13, también informal (HEDBERG et al., 1947). Véase: OFICINA, FORMACIÓN. 1018 INFORMAL THETA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. BORGER (1952-a) publica originalmente el término Miembro Theta, para designar el inferior de los ocho miembros en que se ha dividido la Formación Quiriquire. Como localidad tipo, se ha escogido el pozo Q-135, en el campo petrolífero de Quiriquire, distrito Piar del estado Monagas. El Miembro Theta yace sobre la discordancia pre-pliocena, y sus arenas son productoras de petróleo en el citado campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. VÁLIDO TIARA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Aragua. Referencias: SMITH (1953) utiliza el término informal de Rocas Volcánicas de Tiara, para designar una secuencia de rocas volcánicas que afloran al sur de Loma de Hierro y este de Tácata, estados Aragua y Miranda. MACLACHLAN et al. (1960) denominan como Lavas Basálticas de Tiara a la parte superior de la secuencia de SMITH (1952). SHAGAM (1960) denomina a la misma secuencia como Formación Volcánica de Tiara, refiriéndose tanto a los afloramientos de la localidad tipo de Tiara, como a las rocas volcánicas del área norte de San Sebastián. GRATEROL (1967, 1972) describe las rocas basálticas de la formación en el área de Loma de Hierro. LOUBET et al. (1985) encuentran diferencias significativas entre las rocas volcánicas de la sección tipo, que denominan Tiara Norte, y aquellas de San Sebastián que llaman Tiara Sur. GIRARD et al., (1982) redefinen como Formación Las Hermanas a las rocas del área de San Sebastián (unidad Tiara Sur de LOUBET et al.), por lo tanto, la Formación Tiara vuelve a restringirse a las rocas volcánicas que se extienden como una franja este-oeste alrededor de su localidad tipo, en el flanco norte de la serranía del Interior, mientras que la Formación Las Hermanas abarca una franja de varias decenas de kilómetros en el flanco sur de la misma serranía. Varios autores (OXBURGH, 1965; KONIGSMARK, 1965; PIBURN, 1968) han descrito la "Formación Tiara", peroen realidad las rocas corresponden a los afloramientos hoy en día asignados a la Formación Las Hermanas. STEPHAN et al. (1980) ubica esta unidad en su Napa Ofiolítica de Loma de Hierro-Siquisique. 1019 BECK (1986) cartografía la unidad y la considera dentro de su Napa de Loma de Hierro. VAN BERKEL et al. (1988) en su estudio del área de Tácata-Altagracia de la Montaña reúnen, dentro de su Complejo Ofiolítico de Loma de Hierro, a las rocas ultramáficas, gabroides, así como a las volcánicas, que han sido cartografiadas previamente como Formación Tiara. Localidad tipo: Al sur de la fila de Loma de Hierro, al noreste de Tiara, distrito Ricaurte, estado Aragua (Hoja Nº 6746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación Tiara se extienden por unos 60 km en una franja discontinua (BECK, 1986) desde los cerros al sur de Ocumare del Tuy y Cúa, al sur de Tácata, Altagracia de la Montaña, Agua Fría, Tiara, El Pao de Zárate y las cabeceras del valle del río Tucutunemo, estados Aragua y Miranda. Descripción litológica: SMITH (1952) indica la presencia de basalto, así como rocas gabroides, a veces con cristales de piroxeno y plagioclasa con textura ofítica, el piroxeno a veces transformado a hornablenda y clorita, e interpreta que estos cuerpos pueden ser "sills" o diques, como equivalentes hipoabisales al basalto. Dicho metabasalto es de grano fino, denso, de color gris claro a negro, con textura sub-ofítica, algunas variedades son porfídicas, con fenocristales de plagioclasa en una matriz muy fina, a veces muy alterada. Junto a las rocas ígneas, describe una sección de metatoba, de color negro y matriz muy fina, constituida por fragmentos de rocas volcánicas, plagioclasa, cuarzo y ftanita. SHAGAM (1965) describe a las lavas de la formación, como metabasalto porfídico, de color verde, de grano fino, formados por fenocristales grandes de augita, plagioclasa, magnetita titanífera y olivino, en una pasta de microcristales de augita y plagioclasa. Indica además, rocas de tipo intrusivo gabroicas o diabásicas, de mineralogía semejante a las de las lavas, con láminas augíticas grandes en relación ofítica y subofítica, con granos tabulares de plagioclasa. GRATEROL (1972) señala que el metabasalto está constituido por plagioclasa, piroxeno anfibolitizado, calcita, prehnita, pumpellita, epidoto y clorita. Estas rocas se interdigitan con metagabro. Según GIRARD (1982) esta formación representa una secuencia de diabasa, diques de microgabro y basalto con muy bajo grado de metamorfismo; menciona además la presencia de metabrechas volcánicas con fragmentos constitutivos de gabro y rocas volcánicas. Espesor: En la localidad tipo SMITH (1952) señala un espesor de unos 900 m, mientras que SHAGAM (1965) indica un espesor superior a los 400 m. Relaciones de campo: BECK (1986) indica contactos estratigráficos con unidades del "Senoniense superior", "ultramáficas" y "gabros", si bien en algunas localidades señala contactos tectónicos con "gabros". 1020 Edad: BECK (1986) presenta dos análisis por K/Ar de roca total de metalavas, aportando edades de 63,2 ± 2,0 Ma y 80,0 ± 4 Ma. NAVARRO et al. (1988) en su modelo evolutivo de la cordillera de La Costa le asignan una edad Albiense - Maestrichtiense. Correlación: Según BECK (1986) esta formación perteneciente a la Napa de Loma de Hierro, se correlaciona con la Formación Las Hermanas de la Napa de Villa de Cura, del flanco sur de la serranía del Interior. Geoquímica y paleoambiente: A partir de estudios geoquímicos de elementos mayoritarios y trazas, GIRARD et al. (1982) y BECCALUVA et al. (1995, 1996) señalan una afinidad MORB para las rocas basálticas. Sinonimia: Formación Volcánica de Tiara, Lavas Basálticas de Tiara, Rocas Volcánicas de Tiara. Véase: LOMA DE HIERRO, COMPLEJO OFIOLÍTICO DE. INVÁLIDO TIARA, FORMACIÓN VOLCÁNICA DE, LAVAS DE, ROCAS VOLCÁNICAS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Aragua. SMITH (1952) utiliza el nombre de Rocas Volcánicas de Tiara para designar rocas básicas y tobáceas que afloran cerca del caserío de Tiara al sur de La Victoria, estado Aragua. MACLACHLAN et al. (1960) se refieren a la unidad con el nombre de lavas basálticas de Tiara. SHAGAM (1960) redefine el término como Formación Volcánica de Tiara. Véase: TIARA, FORMACIÓN. VÁLIDO TIBÚ, MIEMBRO (Formación Apón) MESOZOICO Cretácico: Aptiense) Colombia. NOTESTEIN et al. (1944) utilizan este nombre en la concesión Barco de Colombia, para designar la unidad inferior calcárea de la Formación Uribante, hoy invalidada y considerada equivalente a la Formación Apón. RENZ (1959), propone el nombre formal de Miembro Tibú, para sustituir al Miembro Apón inferior de ROD y MAYNC (1954) y para el Miembro Caliza Tibú, de la Formación Cogollo de RENZ (1956). Este mismo autor le da el rango de formación a la sección equivalente lateral, en el distrito Colón del estado Zulia y Los Andes hasta los estados de Trujillo y Lara. La sección tipo fue establecida por NOTESTEIN et al. (op. cit.), en los afloramientos del Río Tibú, en la concesión Barco, 1021 Colombia, del cual toma su nombre. ROD y MAYNC (1954), consideran como la sección más completa, la del caño o quebrada Santa Rosita, al norte del río Apón. RENZ (1959), establece un hipoestratotipo en Venezuela en el río La Grita, entre las poblaciones de La Quinta y Seboruco, además de otras cuatro secciones complementarias, ubicadas en la quebrada Ururo. Seboruco, páramo de Los Conejos y Peñas Altas. No existe una distribución regular dentro de la secuencia, la cual se presenta bien estratificada. La parte inferior está formada por calizas arenosas, areniscas calcáreas y lutitas y no es rara la presencia de glauconita, mientras que la parte superior es prácticamente calcárea. Consiste en varios tipos de calizas: cristalina de color gris claro a medio, maciza,bioclástica (coquinoide) con abundantes macrofósiles, criptocristalina, laminar con olor fétido y dolomita. Las capas individuales varían desde 50 cm a varios metros y están interestratificadas con margas de colores más claros. Existen intercalaciones de caliza nodular en Los Andes y el piedemonte de Perijá. Según RENZ (1959), el Miembro Tibú mantiene una litología bastante uniforme a través de Venezuela occidental. En el campo Alpuf, este miembro está caracterizado por calizas tipo mudstones de color gris claro, laminares, que contienen ocasionalmente limolita y arena, con intercalaciones subordinadas de lutitas. En la sección tipo del área de Barco, NOTESTEIN et al. (op. cit.), miden de 145 a 210 m. Excluyendo la arena basal en pozos de la misma área, los espesores están entre 107-117 m y en la quebrada Santa Elena, 166 m. ROD y MAYNC (op. cit.) en varias secciones en Perijá central, encuentran espesores bastante constantes entre 360-380 m en los ríos Yasa, Negro, Apón y las quebradas Mene y Santa Rosita. RENZ (1959),consideraqueelespesorvaría considerablemente, desde 6 m en las cabeceras del río González (12 km al noreste de Mérida), mientras que en Lara, alcanza unos 300 m. Para el campo Alpuf en Zulia occidental, QUIJADA y CALDERA (1985) dan 100 m. El miembro se extiende desde su localidad tipo en la concesión Barco de Colombia, desde las áreas de Tarra y Río de Oro, hasta los campos de La Paz y Mara y plataforma de Maracaibo, a lo largo de Los Andes y continúa hasta los estados Trujillo y Lara, con la posible excepción de una región sobre el arco de Mérida. El contacto inferior es transicional con la Formación Río Negro o clásticos basales, y se coloca por debajo del primer paquete de calizas. Según NOTESTEIN et al. (op. cit.), el contacto superior es abrupto con las lutitas del Miembro Mercedes. ROD y MAYNC (op. cit.), consideran que en Perijá, el tope es concordante con el Miembro Machiques, de litología muy característica. En Los Andes venezolanos infrayace en forma concordante a las lutitas del Miembro Guáimaros. Hacia Trujillo y Lara, resulta difícil de separar de Guáimaros por el poco espesor y por los numerosos niveles lutíticos presentes dentro de las Calizas de Tibú. La Choffatella decipiens es el fósil característico y más común. Esta especie a veces está acompañada de Pseudocyclaminina, Miliólidos, Textularidas y Neotrocholinacf. raldensis. Algunos ejemplares dudosos del género Trocholina se hallaron por debajo de la aparición más baja de Choffatella, al sur de Curarigua, estado Lara. RENZ (op. cit.) describe en el área de Seboruco, entre San Cristóbal y Santo Domingo, los géneros de amonites Cheloniceras sp. y Heminautilus sp. Existen numerosas especies de lamelibranquios: Exogyra texana, E. Couloni, E. boussingaulti, Trigonia tocaiman, Cucullaceagabrielis y los equinoides Ennallaster y Toxaster. La primera aparición de Choffatella decipiens en la 1022 parte basal, es considerada por MAYNC (1955) en FORD y HOUBOLT (1963), como del Hauteriviense tardío-Barremiense temprano. Según RENZ (op. cit.), la fauna de Tibú es de edad Aptiense. La fauna indica un ambiente nerítico, tranquilo y bien aireado. Corresponde a la parte inferior de la Formación Apón de SUTTON (1976) y al miembro inferior de Apón de ROD y MAYNC (1954), a la unidad H de BARTOK et al. (1981), a la Formación Tibú de RENZ (1959) para Los Andes y a la base de la Formación Peñas Altas de RENZ (1959) y de GARCÍA JARPA et al. (1980). Algunos intervalos son productores de petróleo en campos de Perijá y el Lago de Maracaibo. VÁLIDO TIGRE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Albiense? - Maestrichtiense) Estado Monagas. Referencias: HEDBERG et al, (1947), se refieren a la parte superior de su Formación Temblador, con la designación de miembro glauconítico superior (upperglauconiticmember). PATTERSON y WILSON (1953), elevan la formación al rango de grupo, y llamaron al término descriptivo anterior formación glauconítica (glauconiticformation). DUSENBURY (1960-a), modifica este término inadecuado por no geográfico, al de Formación Tigre, presente en los estados Monagas y Anzoátegui meridional, y que equivale a la secuencia de las formaciones La Cruz, Infante y Guavinita (PATTERSON y WILSON, op cit.) presentes en Guárico, y propone reducir estas unidades al rango de miembros, que en la zona de Guárico, constituirían la Formación Tigre. VAN ERVE (1985), realiza determinación de edades de la sección cretácica, en el subsuelo del área de Zuata de la faja petrolífera del Orinoco, en base de palinomorfos. ESCALONA, (1985) realiza un estudio de los minerales pesados. KISER (1987) y VEGA y DE ROJAS, (1987), describen y discuten brevemente la distribución de esta formación en las áreas de Machete y Zuata respectivamente, en la faja petrolífera del Orinoco. VILLAIN y CABRERA (1988) realizan una síntesis bioestratigráfica de la sección cretácica del noreste de la subcuenca de Guárico, correspondiente a las formaciones Tigre y Canoa. Localidad tipo: HEDBERG et al. (1947), proponen al pozo Tigre-1, intervalo 1926-2019 m, coordenadas N-158.994 y E-617.797 (Hoja N° 7442, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). DUSENBURY (1960) sugiere que el tope se encuentra 9,5 m por debajo del punto seleccionado por HEDBERG et al. (op. cit.). Extensión geográfica: Subsuelo en el sur, centro y parte del norte de los estados Monagas, Anzoátegui y Guárico (PATTERSON y WILSON, 1953). Descripción litológica: En Monagas meridional, la formación es una secuencia variable, irregularmente estratificada, de areniscas y limolitas de grano fino, glauconíticas, gris a gris verdoso, areniscas gruesas friables y espesas, limolitas gris a gris verdoso y lutitas carbonosas y fosfáticas (HEDBERG et al., (1947). Intercaladas en la sección, hay calizas 1023 dolomíticas y dolomías en capas blanquecinas, delgadas, duras y con frecuencia fosilíferas y glauconíticas. Se presentan pocos intervalos de arcilitas blancas y moteadas (HEDBERG, et al., op. cit.). La presencia en forma persistente en la región de Guárico de un nivel de calizas (PATTERSON y WILSON, op. cit.) ha dado lugar a una división de la formación en tres miembros: Miembro La Cruz (inferior) con sección tipo en el pozo Mercedes N° 8 (estructura de La Cruz en el área de Las Mercedes), el cual está constituido por un intervalo inferior de areniscas lenticulares, caoliníticas, de grano grueso, con intercalaciones menores de lutita negra, carbonosa y fosilífera, y otro superior que se inicia con una lutita negra fosilífera y continua con areniscas de grano fino, calcáreas y glauconíticas que presentan intercalaciones delgadas de lutita muy fosilífera (PATTERSON y WILSON, op.cit.). El Miembro Infante (medio) con sección tipo en el pozo Guayabo-2, constituido por una caliza densa, compacta y fosilífera, gris, localmente glauconítica. Hacia el sur y noroeste se va haciendo más arenoso hasta convertirse en areniscas que no se pueden diferenciar de los miembros infra y suprayacentes (PATTERSON y WILSON op. cit.). VILLAIN y CABRERA (1988), destacan al norte de la subcuenca de Guárico el carácter marcadamente margoso de este intervalo, que se compara con la caliza "N", excelente horizonte de reflexión sísmica en estudios geofísicos. El Miembro Guavinita cuya sección tipo está en el pozo Mercedes N° 8 está constituido por un intervalo basal lutítico de unos 15 m de espesor, seguido de intercalaciones de areniscas, lutitas, margas, calizas delgadas y ftanitas negras, todas con restos de peces y/o nódulos fosfáticos, con un espesor de unos 30 m (PATTERSON y WILSON, 1953). Debido a un hiatus sedimentario, (ausencia del Campaniense detectado por fósiles) este miembro puede ser dividido en dos intervalos (VILLAIN y CABRERA, 1988). El intervalo inferior, con variable cambio de litofacies, incluye desarrollos masivos y locales de areniscas masivas, de grano grueso con brechas del tipo de flujo de detritos, interpretados como influjos turbidíticos asociados a un ambiente profundo de talud y detectados en pozos en el área de Macaira-Uveral. Hacia el norte de esta área, se desarrolla una sección marcadamente lutácea con delgados niveles de areniscas de grano fino. En el tope de este intervalo inferior, se desarrolla un fondo endurecido de composición fosfática (nódulos) cementado por calcita, que aparentemente representa un hiatus cronológico. El intervalo superior, está caracterizado por lutitas arenosas o limolitas, que se adelgazan y desaparecen hacia, el SSE del área de Macaira-Uveral. El ambiente sedimentario es generalmente profundo y de tipo talud, con el desarrollo de ambientes de plataforma hacia el sur de la región de Guárico. La transición entre ambos ambientes, fue muy suave y con pocas diferencias. La plataforma presentaba variacionesen extensión, dando por origen variación en los espesores y texturas de las calizas Espesor: Tiene un espesor en la sección tipo de 92,7 m (HEDBERG et al., 1947). En el área de Macaira-Uveral, tiene un espesor promedio de 346,5 m (VILLAIN y CABRERA, op. cit.). Hacia el área de Machete el promedio de espesor es de 170 m (ESCALONA, 1985). Desaparece por erosión el este del área de Hamaca, así como hacia el Escudo de Guayana (LATREILLE et al. en ISEA, 1987). 1024 Relaciones de campo: Su contacto inferior es diacrónico y transicional sobre los sedimentos continentales de la Formación Canoa (PATTERSON y WILSON, 1953). Su contacto superior es discordante, de carácter erosional, por debajo de las formaciones La Pascua o Merecure, según sea, la región de estudio. Este contacto corresponde a un hiatus de considerable duración (GONZÁLEZ DE JUANA, et al.,1980). Fósiles: Los fósiles más comunes son amonites, foraminíferos, restos de peces, braquiópodos y linguloides, especialmente abundantes en las lutitas intercaladas con las areniscas (PATTERSON y WILSON, 1953). En el Miembro La Cruz, se encuentran pequeños amonites (Inoceramus sp) y foraminíferos cretácicos (Gumbelina sp). En las calizas del Miembro Infante, se encuentran amonites y restos de peces. En el Miembro Guavinita se encuentran también restos de peces y foraminíferos arenáceos. VILLAIN y CABRERA (1988), mencionan además, ciertas secciones con marcadores hacia el tope del intervalo inferior (nivel fosfático endurecido), con foraminíferos tales como Globotruncana carinata, y tres niveles con varios géneros de Globotruncana sp. HEDBERG et al. (1947),en forma general, mencionaron especies de Exogyra sp, Plicatula sp, Astartesp, Nereitessp ?, Requieniasp, Lingula sp y Turritella sp. VAN ERVE (1985), reconoce las zonas palinológicas de Droseridites senonicus, Trioritesafricaensis y Auriculiiditesreticularis. Edad: El rango de edad varía entre el Cenomaniense y el Maestrichtiense, con un hiatus regional en el Campaniense (VILLAIN y CABRERA, 1988). En la parte basal de la formación (Miembro La Cruz), se encuentran amonites y foraminíferos que permiten comparar este miembro con la parte Turoniense inferior de la Formación Querecual, sin excluir la posibilidad de incluir el Cenomaniense (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). El Miembro Infante es de edad Turoniense (a Coniaciense?). El miembro superior, contiene especies de foraminíferos del Maestrichtiense y Santoniense (diferentes especies de Globotruncana, VILLAIN y CABRERA, op. cit.,). VAN ERVE (1985), establece en base de palinomorfos, un rango de edad variable entre el Albiense y el Santoniense, con un hiatus en el Cenomaniense. Correlación: Una correlación cronoestratigráfica, permite establecer equivalencia entre las formaciones Querecual y San Antonio, con los miembros La Cruz, Infante y parte basal del Miembro Guavinita de la Formación Tigre. La parte superior de la Formación San Antonio y la Formación San Juan, se consideran parcialmente equivalentes de la parte superior del Miembro Guavinita de la Formación Tigre (GONZÁLEZ DE JUANA et al., op. cit.). Sinonimia: Un término equivalente de la Formación Tigre, ya en desuso, es el de glauconítico superior (HEDBERG et al., 1947). La parte superior de lo que este mismo autor denominó miembro inferior abigarrado, corresponde parcialmente al Miembro La Cruz de la Formación Tigre. El Miembro Infante se ha descrito profusamente en la literatura y se le compara con el término informal de Caliza "N" (PATTERSON y WILSON, op. cit.). 1025 VALIDO TIGRILLO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano a medio) Plataforma Continental Nororiental. Referencias: CASTRO y MEDEROS (1984) designan con este nombre las rocas penetradas en el pozo Tigrillo-1, situado en la plataforma continental al norte de la penínsulade Paria, estado Sucre. Localidad tipo: Está ubicada en el pozo Tigrillo-1, situado en la plataforma continental al norte de la península de Paria, sector nor-occidental de la área Los Testigos, línea sísmica M, punto de tiro 1080 y de coordenadas geográficas 10° 56' 6.1" de latitud Norte y 62° 48' 17" de longitud Oeste. El tope de la formación se encuentra a 2934 m, profundidad corregida al nivel del mar y la base se encuentra a más de 3715 m, profundidad total del pozo. Hipoestratotipo: Se encuentra en el pozo Caracolito-1, situado en la plataforma continental al norte de la península de Paria en el sector central de la cuenca Los Testigos-Tobago, línea sísmica 176, punto de tiro 1430 y de coordenadas geográficas 11° 15' 17,8" de latitud Norte y 62° 28' 23,2" de longitud Oeste. El tope de la formación se encuentra a 3366 m, profundidad corregida al nivel del mar y la base está a más de 5654 m, profundidad total del pozo. Se escogió esta sección en el pozo Caracolito-1 como hipoestratotipo porque presenta mayor espesor. Descripción litológica: La litología de esta formación consiste de areniscas de color blanquecino, de grano fino y medio, subangular, baja esfericidad, mal escogimiento, en algunos casos se observa glauconita; arenisca de color grisáceo, de grano fino a medio, subangular, baja esfericidad, mal escogimiento, calcárea, con algo de micas; lutita de color gris verdoso, masiva y laminar; limolita de color gris, masiva y laminar, algo calcárea; caliza de color gris, masiva con algas y foraminíferos grandes que aparece a 3213 m en el pozo Tigrillo-1 y en el pozo Caracolito-1 hacia 4375 m, aparece una caliza rosada masiva, con fragmentos de fósiles. Se observa material metamórfico, cuarcita y esquistos, así como también fragmentos de piroclásticas, al igual que restos de materia orgánica y óxido de hierro. Hacia la base de la sección penetrada en el pozo Caracolito-1 entre las profundidades de 5427 a 5616 m y la base de la sección en pozo Tigrillo-1 entre 4811 a 4915 m aparece una lutita de color gris, masiva, algo calcárea. La unidad se depositó en ambiente marino abierto, de aguas profundas, pelágico, con influencias de corrientes de turbidez. Espesor: En el pozo Tigrillo-1 el holoestratotipo tiene un espesor de más de 767 m y hacia el noreste la sección parece hacerse más gruesa, llegando a más de 2274 m en el pozo Caracolito-1 donde se encuentra el hipoestratotipo. Extensión geográfica: La unidad aparece en los pozos Caracolito-1, Tres Puntas-1 y Tigrillo-1. 1026 Relaciones de campo: La unidad infrayace a la Formación Caracolito en contacto discordante, por la ausencia del Eoceno tardío; el contacto inferior no fue alcanzado en ninguno de los pozos. Fósiles: Aparecen foraminíferos planctónicos tales como Truncorotaloides rohri, Globigerinatheka barri, Globorotalia lehneri y otros que marcan claramente el tope del Eoceno medio. Aparecen foraminíferos grandes tales como Nummulites sp., Heterostegina sp., Lepidocyclina pustulosa; moluscos; posiblemente corales; algae, Lithothamnium sp. y radiolarios. Edad: Eoceno temprano a medio. Correlación: Es equivalente cronológicamente al Grupo Punta Carnero en Margarita y con parte de las Formaciones Vidoño y Caratas de Venezuela oriental, la Formación Navet de Trinidad y las Formaciones Scotland y Oceanic de Barbados. VÁLIDO TIGUAJE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Falcón. Referencias: MOLINA y PITTELLI (1988) utilizan este nombre para distinguir la unidad superior del Grupo La Puerta; las autoras describen la litología distintiva, espesores, contenido fósil y edad, estableciendo su estratotipo. Localidad tipo: A lo largo de la carretera que une al poblado de Bariro con la entrada del campo Tiguaje, 20 km al suroeste de Dabajuro (Hoja Nº 6048, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Tiguaje es identificada en secciones geológicas de superficie en las localidades de Mene de Mauroa, Media, Hombre Pintado, Bariro y Tiguaje. Ha sido identificada en casi todos los pozos que se encuentran al oeste de la falla de Capatárida y el poblado de Dabajuro, hasta el campo Mene de Mauroa. Descripción litológica: Las secciones estudiadas en superficie son incompletas y representan una pequeña sección de la parte inferior de esta formación. Esta fracción consiste de arcilitas generalmente masivas, de color gris claro o rojizo según el contenido de material ferruginoso. Pueden ser muy limosas y ocasionalmente jarosíticas. Tienen espesores variables entre 1,50 m a 50 m. Presentan intercalaciones de hasta 5 m de areniscas friables, de color gris claro, de grano medio a fino en la base y fino hacia el tope, donde se encuentran abundantes niveles ferruginosos y capas delgadas de limolitas y lutitas. Los contactos entre capas de areniscas y lutitas son abruptos y pueden ser paralelos a la estratificación o erosivos. Pueden presentar laminación convoluta, estratificación 1027 cruzada de ángulo bajo y lentes de arcilla de 10 a 30 m de espesor por 4 m de ancho. MOLINA y PITTELLI (1988) interpretan un ambiente de llanura fluvial con canales de ríos de meandros, de muy baja energía. Espesor: En el bloque de Dabajuro presenta un espesor promedio de 452 m (pozos QMD1X, QMC-1X, DGE-1X, Zamuro-1X AMF-1X y El Callao-1X); el espesor aumenta progresivamente en las direcciones norte y este a partir del límite con la falla de Oca. Al sur de esta falla, el espesor promedio es de 698 m (pozos EM-285. SC-1X AMN-1X, AMN-2X AMM-1X, Altosano-1X, Altosano-2X, La Guinea-1X, Tig 1-41X, Tig 1-42X, LAD-3X, Berj-5X y Macunare-1X). Hacia el este del campo Tiguaje la formación desaparece completamente, debido a efectos tectónicos. Los espesores medidos en superficie son incompletos y representan tan solo una pequeña sección, correspondiente a la parte inferior de esta formación. Relaciones de campo: El contacto inferior de la Formación Tiguaje es concordante con la Formación Bariro y está definido por la base de un paquete lutítico de espesor considerable (aproximadamente 30 m), que descansa sobre la última arenisca con espesor aproximado de 1 m perteneciente a la Formación Bariro. El tope de la formación infrayace discordantemente a las terrazas del Cuaternario o está siendo erosionado. Fósiles: La Formación Tiguaje es estéril de fauna. Presenta, entre otros, los palinomorfos: Mauritidites franciscoi, Podocarpites sp., y Echitricolporites spinosus (MULLER et al., 1985). Edad: De acuerdo a los palinomorfos presentes,MULLER et al. (1985) le asignan una edad Plioceno, Zona de Echitricolporites spinosus. Correlación: Se correlaciona con la Formación Codore hacia el este de Dabajuro. Hacia el oeste, en el estado Zulia, se correlaciona con la Formación La Puerta. VÁLIDO TILANGONA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio tardío-Oligoceno?) Estado Barinas. Referencias: PIERCE (1960) es el primero en usar el nombre de Formación Tilangona, para referirse a unos conglomerados de edad dudosa que afloran en la quebrada Tilangona, al norte de fila de Garza, en el estado Barinas; en su opinión, estos conglomerados son diferentes de los de la Formación Parángula y se relacionan con la Formación Trujillo. En el LEV (1970) se inválida el nombre Tilangona, por su sinonimia con la Formación Trujillo y definición inadecuada. CAMPOS (1977), propone mantener el nombre de Formación Tilangona, para designar la secuencia fundamentalmente conglomerática mencionada por PIERCE (op. cit.), la cual separa las formaciones Río Guache (Formación Trujillo de PIERCE) y Parángula. 1028 Localidad tipo: CAMPOS (op. cit.), designa como localidad tipo, la secuencia volcada que aflora en la quebrada Higuerones o Tilangona, afluente del río Tucupido, distrito Bolívar, estado Barinas. (Hojas Nº 6242 y 6243, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: CAMPOS (op. cit.), muestra que la Formación Tilangona forma parte de un cinturón volcado, existente al sur de la Formación Río Guache, y que se extiende desde la quebrada Tilangona, hacia la fila Real, constituyendo las cabeceras del río Tucupido en el estado Barinas. Descripción litológica: CAMPOS (op. cit.), considera que la Formación Tilangona se caracteriza por la intercalación de conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas en menor proporción. Los conglomerados son líticos, ferruginosos, de color gris, con matriz arcilloarenosa a veces calcárea y frecuentes fragmentos de lutitas meteorizados a tonos rojos y amarillos, y de areniscas con granos subredondeados de cuarzo. Se presenta en paquetes con espesores variables entre 10 cm y 5 m donde puede apreciarse su carácter gradado y en menor escala, estratificación cruzada; hacia la parte superior de la formación, los fragmentos de roca en los conglomerados alcanzan tamaño de guijarros y disminuyen de tamaño, a medida que se aproximan al contacto con la Formación Pagüey infrayacente, haciéndose la roca más bien una arenisca conglomerática. Las areniscas son grises a pardorojizas, de grano fino a grueso, a veces calcáreas generalmente ferruginosas y se presentan en capas de 5 a 10 cm de espesor. Las limolitas son de tono verde moteado en rojo, arenosas y forman paquetes de hasta 5 m de espesor. Las lutitas son de color gris oscuro con manchas amarillentas, micáceas y ferruginosas. La litología de la formación sugiere sedimentación bajo condiciones continentales, con fuertes y frecuentes levantamientos de las áreas, que servían como fuentes de sedimentos (CAMPOS, 1977). KISER (1997) señala que en base a los colores verde, verde azulado y gris verdoso de las pelitas y las escasas rizoconcreciones, se interpreta un ambiente de planicie en sabana tropical, con cursos fluviales intermitentes, ríos meandrantes y cauces entrelazados a torrenciales; el buen escogimiento de las areniscas sugiere condiciones eólicas. Espesor: En la localidad tipo y áreas adyacentes, el espesor es de unos 1800 m., muy probablemente exagerado por complicaciones tectónicas (CAMPOS, op. cit.). AGUASUELOS (1990, en KISER, 1997) reporta un espesor de 1025 m en la quebrada Tilangona. Relaciones de campo: Para PIERCE (1960) y METZ (1960) descansa concordantemente sobre Pagüey, siendo desconocido el contacto superior debido a complicaciones tectónicas. PIERCE (1960) asegura que Tilangona forma parte de su Formación Trujillo (hoy, Pagüey). STEPHAN (1982) cita a CAMPOS (op. cit.) en su texto, pero en sus columnas estratigráficas, muestra a Tilangona discordante (?) sobre Pagüey. Para CAMPOS(op. cit.), el contacto inferior es concordante con la Formación Pagüey, mientras que el superior se desconoce, debido a complicaciones estructurales posteriores a la sedimentación de la unidad. 1029 Fósiles: Según METZ (1960): Globorotalia (del grupo) spinulosa, G. cf. centralis, Hastigerina micra, Bolivinopsis (del grupo) clotho, Gyroidina jarvisiy, en la misma sección, Bulimina jacksonensis. Edad: La escasez de fósiles hace que la edad de la Formación Tilangona permanezca como un problema controversial, de tal modo que en el LEV (1970), se menciona al Paleoceno con interrogación, mientras que CAMPOS (1973) sugiere al Eoceno medio terminal. METZ (1960) en "... una muestra obtenida cerca del contacto entre los sedimentos marinos (Formación Pagüey) y no marinos (Formación Tilangona) de la Quebrada Tilangona...", encuentra fósiles indicativos del Eoceno tardío. Ya que actualmente, Pagüey se considera del Eoceno medio tardío, se sugiere la edad de la Formación Tilangona entre el Eoceno medio terminal y el Oligoceno. Según KISER (1997) la supuesta edad de esta formación representa el tercer caso de incertidumbre en la cuenca de Barinas en cuanto a una supuesta transición entre el Eoceno medio y el Eoceno tardío. AGUASUELOS (1990, en KISER 1997) por transición con la Formación Pagüey, postula una edad Eoceno tardío. Correlación: CAMPOS (op, cit.), no establece equivalentes laterales para la Formación Tilangona, por considerar que se requieren estudios más detallados, con el fin de precisar su edad y sus relaciones estratigráficas. Sin embargo, considerando que la Formación Tilangona representa sedimentos molásicos más jóvenes que la Formación Pagüey y más viejos que la Formación Parángula del piedemonte barinés, existe la posibilidad de que sea equivalente lateral de la molasa existente en la cuenca de Barinas, considerada como parte del ciclo Oligo-Mioceno, representado en Apure por la Formación Guafita (ORTEGA et al., 1987). Como Pagüey está erosionada en el tope en toda la cuenca Barinas, es factible que su parte regresiva final esté preservada en la quebrada Tilangona, en donde alcanza el Eoceno tardío, siendo por lo tanto, equivalente lateral de las formaciones Carbonera y Guafita, de edad Eoceno tardío- Oligoceno. VÁLIDO TIMBETES, MIEMBRO (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense) Estado Trujillo. RENZ. (1959) emplea este nombre para designar la parte superior dela Formación La Luna en los estado Trujillo y Lara. El miembro consiste de unos 90 m de caliza lenticulares, bien estratificadas, de color gris-negro, separadas por capas de marga concrecionaria blanda y de ftanita, con faunas del Coniaciense. Su nombre proviene de la quebrada Timbetes, tributaria del río Quimeache cerca de Chejendé en el estado Trujillo. BUSHMAN (1960) lo escribe incorrectamente "Timbetis". Véase: LA LUNA, FORMACIÓN. 1030 INVÁLIDO "TIMBETIS", MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico) Estado Trujillo. Esta es ortografía errónea, empleada por BUSHMAN (1960) del nombre Timbetes. Véase: TIMBETES, MIEMBRO. INVÁLIDO TIMIACHE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Trujillo. Este término es publicado por YOUNG (LEV, 1956), con base a datos inéditos, para designar una unidad de categoría indefinida. Posteriormente, SALVADOR (1961) señala que el término es sinónimo innecesario de la Formación Isnotú. Véase: ISNOTÚ, FORMACIÓN. VÁLIDO TIMOTEO, MIEMBRO (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Esta subunidad fue descrita por YOUNG (1960) como el miembro superior de la Formación La Puerta en la parte este-central del Lago de Maracaibo. Se caracteriza por un predominio de arcillas, a diferencia de las arcillas limolíticas abigarradas en gris y pardo de la Formación Onia suprayacente y de las areniscas grisáceas del miembro Playa infrayacente. El nombre proviene del pueblo de San Timoteo. La sección tipo se encuentra en el pozo 75-Z-IX (Ceuta-1) donde tiene un espesor de 415 m y varía entre 335-600 m. Otros autores se refieren a este miembro como correspondiente a la Formación Isnotú y no a la Formación La Puerta. VÁLIDO TINACOA, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico) Estado Zulia. 1031 Referencias: Es publicado por primera vez por LIDDLE et al. (1943), con el nombre de Formación Río Tinacoa. Posteriormente, HEA y WHITMAN (1960) lo abrevian a Formación Tinacoa. Otros aportes son hechos por BOWEN (1972), GONZÁLEZ PADILLA y ORTIZ (1973) y ODREMAN y BENEDETTO (1977), quienes establecen la edad definitiva para la unidad. Localidad tipo: Río Tinacoa, distrito Perijá, estado Zulia (Hoja Nº 5746, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: En la Sierra de Perijá, desde el sur de la quebrada la Gé, hasta los ríos Cuiba, Piché y Negro; extensos afloramientos se encuentran en el área de los ríos Tucuco y Kriponsa y más al sur en los ríos Yasa y Santa Rosa. Descripción litológica: La Formación Tinacoa se compone fundamentalmente de lutitas calcáreas gris oscuro a negro, finamente estratificadas, astillosas en las superficies meteorizadas, calizas negras y cantidades menores de limolitas gris y areniscas finas. En toda la unidad es característica la abundancia de residuos carbonosos y de elementos piroclásticos redepositados. Hacia la parte superior de la formación, son más frecuentes las grauvacas, en general de grano fino, interestratificadas con tobas líticas y limolitas carbonáceas. En la localidad tipo, HEA y WHITMAN (1960), dividen la formación de dos miembros; el miembro inferior, compuesto por calizas de color negro-grisáceo, duras y astillosas, lutitas calcáreas modulares y cantidades menores de limolitas y areniscas carbonosas de color gris; el miembro superior, consiste de grauvacas de grano fino a conglomerático, color gris oscuro a negro, tobas líticas calcáreas y carbonosas, interestratificadas con lutitas y limolitas carbonosas de color gris parduzco, una capa de aglomerado tobáceo compuesto de fragmentos volcánicos ácidos y básicos, pirita, ágata abigarrada y granos ideomórfos de feldespato y serpentina en matriz carbonosa, limosa, calcáreas y con bandas de lutitas sericíticas. BENEDETTO y ODREMAN (1977), describen una sección en los ríos Tucuco y Kiriponsa, compuesta por una secuencia monótona alternante del grauvaca y lutitas grises y negras. Las primeras, muestran clara estratificación gradada y otros caracteres sedimentarios (marca de base, laminación convoluta) que sugiere un origen turbidítico para la unidad, por lo menos en esta área. Los datos aportados por los restos de plantas, conchostracos y peces, indican un ambiente de agua dulce. En la región del caño Caliche y zona equivalente de Colombia, la sedimentación se produjo bajo condiciones parcialmente marinas. Espesor: En la localidad tipo, sección del río Tinacoa, HEA y WHITMAN (1960), señalan un espesor total de 1650 m, para la unidad: 1070 m, para el miembro inferior y 580 m el superior. 1032 Relaciones de campo: En la sierra de Perijá se desconoce la base de la formación, cuyos contactos inferiores observados son todos de falla. En algunos sitios, parece descansar sobre sedimentos devónicos, entre el río Cuiba y el caño Cuna. En el río Cuiba infrayace concordantemente a la Formación Macoita y en algunos sitios como en el caño Cuna, el contacto entre ambas formaciones es transicional. Fósiles: ODREMAN y BENEDETTO (1977), describen una flora compuesta en los géneros Otozamites y Ptilophyllum, la cual aparece asociada con restos de crustáceos conchostracos identificados como Cyzicus (Euestheria) aff. C (E) ovata(Lea), Cyzicus (Euestheria) aff, C (E), olsoniBook y Cyzicus (Lioestheria) colombianas. (Book), gasterópodos indeterminables, y restos de peces atribuibles al género Lepidotus. Edad: Con base a los fósiles antes mencionados, la edad de la Formación Tinacoa se considera Jurásico temprano. Correlación: La Formación Tinacoa es correlacionable con la Formación La Quinta (parte inferior) de LosAndes venezolanos y con las formaciones Montebel, Bocas y Morrocoyal de Colombia. Estas correlaciones se hacen con base al contenido paleontológico (BENEDETTO y ODREMAN 1977). Importancia económica: En esta unidad se han encontrado mineralizaciones de barita, en concentraciones de importancia económica. Sinonimia: Formación Río Tinacoa. INVÁLIDO TINAJITAS, FORMACIÓN, MIEMBRO (Formación Merecure) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío Oligoceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG y PYRE (1944) definen originalmente al Miembro Tinajitas de la Formación Merecure, y posteriormente HEDBERG (1950-a) eleva su rango al de formación en la parte inferior del Grupo Merecure. La unidad consiste, en orden ascendente, de calizas y capas calcáreas, areniscas macizas y lutitas. En vista de que los últimos dos elementos son iguales a los de las Formaciones Los Jabillos y Areo, respectivamente, SALVADOR (1964-a) propone la restricción del nombre Tinajitas para designar únicamente a las calizas basales, que lógicamente se consideran como miembro de la Formación Caratas. Véase: TINAJITAS, MIEMBRO VÁLIDO TINAJITAS, MIEMBRO (Formación Caratas) 1033 CENOZOICO(Terciario:Eoceno medio) Estado Anzoátegui. HEDBERG y PYRE (1944), son los primeros en usar el término. En su sentido actual, el Miembro Tinajitas del área tipo consiste en 12 m de capas métricas de calizas biostrómicas, compuestas de algas calcáreas (rodolitos), foraminíferos orbitoidales, equinodermos y bivalvos, que se desarrollan en el tope de la Formación Cataras (SALVADOR, 1964-b; GALEA, 1985. En la misma área, estas calizas pueden presentarse estratiformesin situ, o como olistolitos decimétricos a métricos, embebidos en el miembro olistostrómico basal de la Formación Los Jabillos, suprayacente (VIVAS en MACSOTAY et al., 1986). En el río Querecual, el horizonte de calizas está reemplazado por un horizonte más terrígeno de marlitas nodulares, limosas, finamente laminadas con concreciones de caliza glauconítica; entre los ríos Querecual y Amana, el miembro aumenta a 30 m de espesor, de limolitas, areniscas glauconíticas, calcáreas seguidas de calizas arenáceas muy glauconíticas, en capas métricas (Miembro Limón, fide ROSALES, 1960). En las cabeceras del río Amana, en el flanco norte del sinclinal de El Banco, el miembro está representado por 120 m de calizas macizas, arenosas o bioclásticas (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980). La inclusión de Tinajitas como miembro de la Formación Peñas Blancas (GALEA, 1985) con base a su semejanza litológica y a su contemporaneidad, no fue aceptado por MACSOTAY et al, (1986) y otros autores, por lo siguiente: 1) las dos calizas fueron depositadas en dos contextos y dos áreas distintas de la cuenca (CVET, 1970). 2) se hallan en lados opuestos de la deflexión de Barcelona; y 3) la Formación Peñas Blancas es transgresiva, en relación de discordancia angular con unidades más antiguas de edad Cretácico tardío, Paleoceno y Eoceno temprano (CVET, 1970; BECK, 1977; CAMPOS y OSUNA, 1977 y VIVAS y CAMPOS, 1977), mientras que el Miembro Tinajitas, es regresivo con respecto a la secuencia infrayacente de la Formación Caratas. El Miembro Tinajitas es sinónimo del Miembro Limón (ROSALES, 1960). Véanse: CARATAS, FORMACIÓN y PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN VÁLIDO TINAPÚ, ESQUISTOS DE PALEOZOICO Estado Cojedes. Referencias: MENÉNDEZ (1965) propone este nombre para designar una secuencia de esquistos muscovíticos y cloríticos y conglomerados esquistosos que forma parte del Complejo de Tinaco. SEIDERS (1965) destaca que los esquistos expuestos al sur de La Victoria, atribuidos por MACLACHLAN et al., (1960) a la Formación Las Brisas, son similares al esquisto de Tinapú y recomienda considerarlos como basamento. Esta idea es mantenida luego por MENÉNDEZ (1966). 1034 Localidad tipo: Río Tinapú, entre el paso del camino La Cañada-La Guamita y un punto 3 km al este del mismo, estado Cojedes. Extensión geográfica: Alrededores de la localidad tipo. Descripción litológica: El esquisto cuarzo-albítico-muscovítico es el tipo más abundante de roca en la unidad y se intercala con esquistos albítico-cuarzo-cloríticos. Los esquistos muscovíticos son de color gris verdoso y forman capas de hasta 4 metros de espesor. Un bandeamiento definido por variaciones en el tamaño del grano es probable herencia de la roca sedimentaria original. Comúnmente los esquistos muscovíticos se hacen conglomeráticos y pasan gradualmente a conglomerados esquistosos. Los conglomerados contienen guijarros cuneiformes de queratófido cuarcífero, granito y cuarzo. Los esquistos cloríticos son de color verde oscuro y forman capas delgadas de 10 a 50 centímetros de espesor. El conjunto mineralógico de los esquistos de Tinapú indica un grado metamórfico equivalente al de la subfacies cuarzo-albita-epidoto-biotita de la facies del esquisto verde. Relaciones de campo: El esquisto de Tinapú suprayace transicionalmente al gneis de La Aguadita, e infrayace con discordancia angular a la Formación Las Placitas. Su espesor se estima en 100 m como mínimo. Correlación: No se ha establecido la correlación de los esquistos de Tinapú con otras unidades. VÁLIDO TINAQUILLO, PERIDOTITA DE MESOZOICO? Estado Cojedes. Referencias: La presencia de este cuerpo de rocas ultramáficas es señalado por Aguerrevereet al. (1937) y luego estudiado en detalle por MACKENZIE (1960) quien lo designa con el nombre de Peridotita de Tinaquillo. BELLIZZIA (1967) presenta una revisión de lo conocido a esa fecha sobre este y otros cuerpos de rocas ultramáficas de la cordillera de La Costa. Las rocas gabroides fueron sujetas a una polémica sobre su origen magmático o metamórfico (THAYER y BROWN, 1961; MACKENZIE, 1961; THAYER, 1972; BELLIZZIA y LÓPEZ, 1972; LÓPEZ, 1972). Posteriormente esta unidad ha sido objeto de numerosos estudios por su interés petrológico y estructural, algunos de los cuales la comparan con otros cuerpos de peridotitas de otras localidades del mundo (GREEN, 1967; LAR et al., 1992; LOUBET et al., 1980; LOUBET et al., 1992;MATTSON, 1985; OSTOS, 1985, 1990; ROJAS y OSTOS, 1989; SEYLER, 1992; SEYLER y MATTSON, 1989, 1993. MENÉNDEZ (1966) ubica esta unidad en su Faja de Caucagua-El Tinaco, mientras que BECK (1985, 1986) la denomina "Napa de Caucagua-El Tinaco". 1035 Localidad tipo: No fue específicamente designada, pero está muy bien expuesta en la parte norte de las Tetas de Tinaquillo, a su vez ubicadas a unos 7 km al este del poblado de Tinaquillo, estado Cojedes (Hoja Nº 6545, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad está constituida por un sólo cuerpo con dimensiones de 13 por 7 km, expuesta al noroeste de Tinaquillo, sector norcentral del estado Cojedes. Descripción litológica: De acuerdo a MACKENZIE (1960) en este cuerpo se diferencian varios tipos de rocas, como son peridotita no serpentinizada y serpentinizada, las cuales constituyen el 95% de la zona de afloramientos. El 5% restante está constituido por capas delgadas de piroxenita, anfibolita y metagabro, aunque por lo general escasean en las partes meridional y suroccidental y abundan en el extremo nororiental de la peridotita. Una de las características de la peridotita es la presencia de hasta un 10% de enstatita lamelar en forma de granos equidimensionales y bastoncitos achatados en los planos de esquistosidad. La serpentinita consiste en su casi totalidad en antigorita y aflora principalmente en una faja ancha en la zona septentrional a lo largo del corrimiento de Manrique. El metagabro presenta textura gnéisica granoblástica con granate de la variedad piropo-almandino. OSTOS (1990) indica que la unidad está caracterizada por la presencia de harzburgita (75%), dunita (20%), serpentinita (5%), metagabro (10%) y piroxenita; presenta foliación milonítica y una lineación mineral bien desarrollada. La harzburgita es la litología predominante y muestra una textura porfidoclástica muy bien desarrollada, con enstatita y espinela formando los porfiroclastos más comunes. La piroxenita es el tipo de roca menos frecuente, presentándose en cuerpos ya sea cortando o paralelos a la foliación. La dunita está interestratificada con la harzburgita, con capas de hasta 30 cm de espesor. El metagabro presenta algunos raros porfidoblastos de hornablenda y porfidoclastos de granate de unos 1,5 cm de longitud; este autor indica que estas rocas reflejan evidencias de dos eventos metamórficos, el más antiguo correspondiendo a la facies de la granulita y el más joven de la facies de la anfibolita. La Peridotita de Tinaquillo sufrió un evento de alta temperatura (1400°C), probablemente relacionado con la cristalización de la peridotita en el manto o asociado a un proceso de recristalización debido a flujo en el estado sólido, acompañado de fusión parcial. Cualquiera de estos procesos debe haber ocurrido en el manto superior donde la espinela es la fase estable (OSTOS, 1985). Posteriormente (1990), con base a estudios geoquímicos de elementos mayoritarios, trazas y ETR, en muestras de gabro de esta unidad, concluye que presentan una abundancia de elementos mayoritarios y trazas similares a los basaltos de dorsales oceánicas, cuencas marginales y toleítas de arco de islas; siendo el ambiente tectónico de dorsales oceánicas el más fuertemente sugerido por los diagramas de variación que involucran el Ni y los elementos de las tierras raras, razón por la cual se considera una ofiolita. Espesor: La Peridotita de Tinaquillo es una masa ultramáfica de forma tabular de unos 3 km de espesor (MACKENZIE, 1966). 1036 Relaciones de campo: Hacia el sur el cuerpo peridotítico se encuentra en contacto tectónico concordante con el Gneis de La Aguadita del Complejo de El Tinaco, desarrollando una zona de rocas cataclásticas y de intensa deformación; mientras que hacia el norte y noroeste, cabalga sobre las rocas de la Formación Las Mercedes a través del corrimiento de Manrique (MATTSON, 1985; OSTOS, 1985). Edad: MACKENZIE (1960) postuló una edad Cretácico para la Peridotita de Tinaquillo, tomando varias líneas de evidencia. HESS, (en: URBANI, 1982) indica una edad K/Ar de piroxeno de 684 ± 55 Ma en esta parte de la cordillera de La Costa (HESS, en: URBANI, 1982). OSTOS (1985, 1990) sugiere una edad Paleozoico Superior para la yuxtaposición entre la Peridotita de Tinaquillo y el Gneis de La Aguadita, y una edad Cretácico tardío a Terciario para la yuxtaposición de la Formación Las Mercedes con el conjunto Tinaquillo La Aguadita. Correlación: La Peridotita de Tinaquillo se ha correlacionado con otros cuerpos de este tipo de roca en la cordillera de La Costa (Peridotita Serpentinizada de La Bimba). Geoquímica: Al igual que el Complejo de Loma de Hierro, la Peridotita de Tinaquillo desarrolla un perfil de meteorización de lateritas niquelíferas; PASQUALI (1967) clasifica en tres grupos: lateritas transportadas con bajo contenido de níquel; lateritas "in situ" con buen drenaje y contenido promedio de níquel de 0,65. MARVAL (1972) realiza un estudio en el perfil de meteorización y determina que durante ese proceso los minerales componentes de la peridotita se transforman en minerales de tipo esmectita - caolinita, goethita y cuarzo. Importancia económica: Contiene depósitos de asbesto, bentonita, magnesita y níquel (AGUERREVERE et al., 1937; TELLO, 1942; RODRÍGUEZ, 1986). VÁLIDO TINATEPO, PLUTÓN DE MESOZOICO (Pre-Cretácico) Estado Cojedes. MENÉNDEZ (1965) introduce este nombre para designar uno de los cuatro plutones de trondhjemita expuestos en la parte meridional del Complejo de El Tinaco. El nombre proviene del Cerro Tinatepo, en cuya ladera sur aflora la unidad. El plutón de Tinatepo intrusiona al gneis de La Aguadita, en contacto gradacional y concordante con la roca caja. Las trondhjemitas que componen el núcleo son rocas de color gris verdoso claro, textura granular hipidiomórfica que localmente se hace gnéisica en los bordes del plutón. Véase: EL TINACO, COMPLEJO DE. 1037 VÁLIDO TIRADO, MIEMBRO MESOZOICO (Jurásico temprano) Estado Cojedes. MARTÍN B. (1961) introduce el nombre original de Riolita de Casupal, que posteriormente (1989) sustituyó por el de Miembro Tirado, debido a que el término geográfico original era inválido por homonimia con la Formación Casupal en el estado Falcón. La subunidad corresponde a la porción intermedia de la Formación Riolítica Teresén, que a su vez forma parte del Grupo Volcánico de Guacamayas en el Macizo de El Baúl, estado Cojedes. El miembro consiste de riolitas de color azul grisáceo moteado en amarillo metálico, densas, afaníticas, con fractura subconcoidea a irregular, en flujos individuales de hasta 30 m de espesor, asociadas con brecha volcánica, posiblemente de falla, que las suprayacen y consisten de fragmentos de lava, filitas rojas y escasos cristales. Mineralógicamente la roca consiste esencialmente de vidrio vesicular, microlitos de feldespato, sílice microcristalina y cristales esporádicos de sanidina. La unidad tiene amplia distribución en la parte central de la fila de Guacamayas en la región de Casupal, estado Cojedes. En la localidad tipo suprayace concordantemente a la Riolita de El Corcovado. Véanse: RIOLÍTICA, ASOCIACIÓN y GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE VÁLIDO TIRAMUTO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Campaniense) Estado Cojedes. Referencias: MENÉNDEZ (1965) introduce el término Formación Tiramuto para describir un conjunto de rocas volcánicas suprayacentes a la Formación Paracotos, en la región de El Tinaco, estado Cojedes. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) discuten su edad y correlación. GONZÁLEZ DE JUANA et al, (1980) presentan un resumen de lo publicado. Localidad tipo: Cerro Tiramuto; 11.5 km al este de El Tinaco, distrito Tinaco del estado Cojedes (Hojas Nº 6544 y 6545, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora en la parte norte del estado Cojedes, desde el cerro Tiramuto al este, hasta el caserío de Gamelotal al oeste. Descripción litológica: Según MENÉNDEZ (op. cit.), la Formación Tiramuto está compuesta por un conjunto de metatobas líticas básicas, metatobas vítricas líticas y lavas básicas, junto con limolitas tobáceas y lutitas ftaníticas. Estos dos últimos tipos de roca, se presentan en toda la sección en capas de hasta 20 m de espesor, formando intercalaciones de capas de varios milímetros a 30 cm de tobas densas, gris verdoso y lutitas ftaníticas gris oscuro, observándose una gradación entre las tobas y las lutitas. Las tobas líticas y las 1038 brechas tobáceas, son también abundantes y están formadas por fragmentos angulares de lava básica, verde grisácea, en una matriz densa, verde oscuro a negro. Las lavas presentan fenocristales de plagioclasa y augita, en una matriz de fragmentos angulares de piroxeno y plagioclasa. Las metatobas vítricas están formadas por fragmentos líticos irregulares, compuestos por plagioclasa (albita) y algo de piroxeno, en una matriz criptocristalina clorítica. Intercaladas con estas metatobas vítricas, se encuentran algunos flujos de lava básica alterada, de color verde oscuro, con abundantes amigdalas de cuarzo y calcita y vetas de epidoto. Los minerales primarios son plagioclasa, alterada a clorita y sencita y augita, con clorita, epidoto y pumpellita como secundarios. La Formación Tiramuto está intrusionada en varios niveles, por sills de gabro augítico. Los sills son concordantes con la roca caja y su espesor varía entre 5 y 15 m. El gabro está compuesto por augita, clinopiroxeno y plagioclasa, con parches de prehnita y sericita. Según MENÉNDEZ (op. cit.), la formación ha sufrido un metamorfismo de grado bajo, intermedio entre las facies de la zeolita y del esquisto verde. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (op, cit.), la sitúan en la facies de la prehnita-pumpellita. Espesor: Se ha estimado un espesor aproximado de al menos 1000 m para esta unidad. Relaciones de campo: La Formación Tiramuto está en contacto de falla con la Formación Paracotos. Se considera que la unidad está en posición alóctona sobre las rocas de la faja de Paracotos. Fósiles: No se han descrito fósiles en la formación, aunque MENÉNDEZ (op. cit.) menciona abundantes radiolarios en las capas ftaníticas. Edad: MENÉNDEZ (op. cit.) asignó tentativamente una edad Maestrichtiense-Paleoceno a la formación, basándose en su posición respecto a la Formación Paracotos. HESS, en MARTÍN BELLIZZIA (1968), indica una edad de 77 ± 8 Ma por el método K/Ar, en piroxeno y raíz total, en un gabro en el cerro Tiramuto. Esta determinación daría una edad Campaniense para la roca. Correlación: MENÉNDEZ (op. cit.), discute la posible correlación de la Formación Tiramuto, con las rocas volcánicas del Grupo Villa de Cura y con las de la Formación Tiara. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (op. cit.), sugieren correlación con la Formación San Quintín que aflora al norte del estado Yaracuy. INVÁLIDO TOAS, ISLA DE TOAS, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. ENGLEMAN (1935) y HEDBERG (1937-c) emplean ocasionalmente estos términos para designar la Formación Guasare de uso actual. 1039 Véase: GUASARE, FORMACIÓN. VÁLIDO TÓCOME, METAÍGNEAS DE PALEOZOICO Estado Miranda. Referencias: CONTRERAS y URBANI (1992) asignan este nombre a un conjunto de rocas metaígneas fundamentalmente máficas que afloran en el río Tócome. GARCÍA et al. (1993, 1995), SABINO et al. (1995), ARANGUREN (1996), UZCÁTEGUI (1997), BAENA (1997) y URBANI et al. (1997) continúan la cartografía de esta unidad hacia el este y oeste de la localidad tipo. Localidad tipo: Cauce medio del río Tócome, afluente del río Guaire, en el Parque Nacional El Ávila, al norte de la urbanización Los Chorros de Caracas, Distrito Federal (Hoja Nº 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: En la localidad tipo esta unidad forma un cuerpo de 0,7 km2 (GARCÍA et al., 1995). Trabajos sucesivos de GARCÍA et al. (1993, 1995), SABINO et al. (1995), ARANGUREN (1996), UZCÁTEGUI (1997), BAENA (1997) y URBANI et al. (1994, 1997) cartografían estas rocas como parches irregulares y cuerpos alargados en dirección predominantemente este-oeste en todo el flanco sur del macizo de El Ávila, desde la hoya de la quebrada Chacaito al oeste, hasta las quebradas Tacamahaca e Izcaragua al este. La zona donde alcanza su mayor expresión es en el flanco sur del pico Naiguatá (SABINO et al., 1995). Descripción litológica: CONTRERAS y URBANI (1992, 1993) señalan estar constituidas por rocas anfibólicas posiblemente originadas de un protolito diorítico o gabroide, igualmente hay parches de rocas metadioríticas equigranulares e incluso algunas variedades pegmatíticas. GARCÍA et al. (1995) señala lapresencia de cuatro tipos de rocas cuyo orden de abundancia aproximado es el siguiente: metagabro de grano fino (40%), metagabro foliado (25%), metatonalita (20%) y metagabro de grano medio (15%). El metagabro de grano fino es de carácter masivo carente de deformación visible, son equigranulares con un tamaño medio de 0,5 mm, su color fresco es verde oscuro, en tanto que meteoriza a marrón oscuro. El metagabro de grano medio igualmente tiene carácter masivo, con tamaño de grano promedio de 2 mm e intrusiona al metagabro de grano fino. Hacia la parte norte del cuerpo en la zona de contacto con el Esquisto de San Julián se presenta una zona de metagabro foliado con grano medio. Dentro del cuerpo aparece una zona de tonalita plagioclásica-biotítica-cuarcífera-epidótica, muscovítica, cuyo aspecto varía drásticamente al estar involucrado en una zona cizallada, que hace disminuir el tamaño de grano de 4 a 1 mm. SABINO y URBANI (1995) en el flanco sur del pico Naiguatá indican que adicionalmente al metagabro, que aquí ocupan aproximadamente el 20% de la unidad, se presenta anfibolita (70%) y esquisto anfibólico-epidótico-clorítico (10%). Las rocas han 1040 alcanzado un metamorfismo en la facies de los esquistos verdes, zona de la biotita, al igual que el Esquisto de San Julián que lo rodea. Relaciones de campo: Esta unidad se encuentra rodeada de rocas correspondientes al esquisto de San Julián, con contactos concordantes (GARCÍA et al., 1995). La delimitación de los contactos de esta unidad, especialmente en los sitios cubiertos por vegetación o con fuerte meteorización fue facilitada por el uso de un contador portátil de radiación gamma con un solo canal total, dando esta unidad una respuesta cercana a las 20 cps, lo cual es significativamente menor que en las unidades adyacentes (SABINO y URBANI, 1995). Edad: Por estar circundado concordantemente con rocas del Esquisto de San Julián del Complejo Ávila se considera que esta unidad sea de edad Precámbrico-Paleozoico. INVÁLIDO TOCUYO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. Este nombre es propuesto por BLOW (1959) para sustituir al de Formación San Lorenzo en el estado Falcón. Esta proposición es rechazada, y no ha recibido aceptación general, como tampoco la sugerencia hecha por WHEELER (1960, 1963) de suprimir ambos términos. Véase: SAN LORENZO, FORMACIÓN. INVÁLIDO TOCUYO, HORIZONTE DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por LIDDLE (1928) para designar el Miembro El Salto de uso actual. Véase: EL SALTO, MIEMBRO DE ARENAS DE. VÁLIDO TODASANA, COMPLEJO DE MESOZOICO? Distrito Federal. 1041 URBANI y QUESADA (1972) definen el "Complejo Migmatítico de Todasana". Posteriormente es estudiado con mayor detalle por SILVA et al. (1987) y URBANI et al. (1987a, 1987b, 1989). Es redefinido como "Complejo de Todasana" por URBANI (1988). La localidad tipo se ubica a 4 km al sur del pueblo de Todasana en la hoya media del rio del mismo nombre, departamento Vargas, Distrito Federal (Hoja Nº 6947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Ocupa un área de aproximadamente 16 km2 en las hoyas de los ríos Todasana y Oritapo, Distrito Federal. El Complejo de Todasana está formado por una mezcla de litologías metaígneas variadas: diorita, anfibolita, anfibolita granatífera, monzodiorita, diorita cuarcífera, tonalita, pegmatita, neosoma plagioclásico, gabro, diabasa, andesita, pórfido de andesita y gneis de variada composición. Es frecuente encontrar estructuras parecidas a las migmatitas descritas por MEHNERT (1968), como flebítica, ptygmática, nebulítica y agmática, además de diversas combinaciones de "paleosoma" y "neosoma". Entre las características más resaltantes de este complejo está la conspicua presencia de las rocas involucradas en la estructura agmática, así como los contactos abruptos e intrusivos entre casi todos los tipos de roca. Las principales tipos litológicos presentan las siguientes características (URBANI, 1988): La diorita es abundante y de mineralogía variada, equigranular y escasamente foliada; los colores van de claro a oscuro (gris, verde grisáceo). Son rocas de granogrueso, pueden estar presentes como paleosoma o neosoma, hay muchas variedades, según la abundancia relativa de minerales, a saber: biotítica-anfibólica, anfibólica-biotítica, epidótica, granatífera, leucodiorita, leucodiorita-muscovítica, cuarcífera y monzodiorita. La diorita biotítica es de color gris claro, a veces verdoso y gris pardo, de aspecto masivo, equigranular. Se presenta en pocos afloramientos en estructuras agmáticas, pero mayormente en afloramientos de aspecto masivo, puede ser paleosoma o neosoma. A veces ligeramente bandeada. La diorita anfibólica es de color verde claro a verde grisáceo, masiva, puede encontrarse en afloramientos con estructura agmática. Presenta poco bandeamiento y puede ocurrir como paleosoma o neosoma en las estructuras agmática. La anfibolita granatífera va de grano fino a grueso, con escasa foliación, de color verde oliva claro con puntos rojizos debido a la abundancia de granate; es moderadamente bandeada. El neosoma cuarzo-plagioclásico presenta una amplia gama, de grano grueso a medio, algunas veces con bandeamiento. Frecuentemente está intrusionado por diques de andesita. En ocasiones forma pliegues ptygmáticos. La pegmatita diorítica es de color blanco - negro, de grano muy grueso. Definido aspecto pegmatítico se presenta siempre en afloramientos con textura agmática bien definida en donde representa al neosoma o zonas con desarrollo pegmatítico dentro de estos. 1042 El gabro es de grano grueso, masivo, color casi negro, generalmente como paleosoma en estructuras agmáticas, a veces atravesado por diques de anfibolita, diorita o andesita. A simple vista puede verse la plagioclasa zonada y alterada. La diabasa es de aspecto masivo, color negro, meteoriza a negro pardusco, de grano fino a medio, se puede presentar en estructura agmática en donde constituye el paleosoma. La andesita y el pórfido de andesita son de color negro a verde oscuro, aparecen como diques con espesores variables desde escasos centímetros hasta 4 m, son de aspecto masivo, intrusionan a dioritas y anfibolitas en forma de diques y apófisis. URBANI (1988) señala que hacia el norte el complejo está en contacto de falla de ángulo alto y de corrimiento con rocas de la Fase Nirgua, mientras que hacia el sur con el Esquisto de San Julián y Augengneis de Peña de Mora del Complejo Ávila. SANTAMARÍA y SCHUBERT (1974) determinaron edades K/Ar de dos cantos rodados de diorita del río Oritapo, resultando en 76 ± 4 y 77 ± 4 Ma lo cual representa un evento termal tardío. SAGNA (1988, 1992) obtuvo una edad K-Ar de 111 ± 32 Ma en anfíbol de una anfibolita granatífera. Análisis radimétricos en estas rocas no han determinado edades confiables. Hasta la fecha no se ha podido correlacionar con otras rocas de la cordillera de La Costa. Las rocas de este complejo se consideran del tipo de rocas máficas a intermedias, procedentes de la diferenciación de un magma basáltico alcalino probablemente en un ambiente de isla oceánica. LAR (1991) concluye que estas rocas corresponden a la diferenciación por cristalización fraccionada de un magma de tipo alcalino originado de la fusión en el manto de un cuerpo peridotítico tipo "Tinaquillo" y diferenciación a notable presión. Algunas rocas de carácter toleítico serían introducidos más tardíamente. El levantamiento de la corteza y del macizo produciría la desestabilización de la asociación mineralógica siendo sobreimpreso por una mineralogía de la facies de los esquistos verdes. El diapiro seguiría su ascenso y la fusión tardía del manto vendría a producir algunos de los cuerpos discordantes más jóvenes (diques de andesita). Es sinónimo del Complejo Migmatítico de Todasana. INVÁLIDO TODASANA, COMPLEJO MIGMATÍTICO DE MESOZOICO? Distrito Federal. URBANI y QUESADA (1972) definen como "Complejo Migmatítico de Todasana" a un conjunto litológico que comprende diorita, gabro, anfibolita, granodiorita y andesita. URBANI (1988) redefine varios complejos ígneos de la cordillera de La Costa asignándole a éste el nombre de "Complejo de Todasana". Véase: TODASANA, COMPLEJO DE 1043 INVÁLIDO TOMÓN, ARENISCA DE, FACIES, FORMACIÓN, GRUPO, "SERIE" MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. El nombre Tomón ha sido utilizado con rango variable de serie, grupo, formación, arenisca o facies, para designar la parte inferior de la secuencia cretácica en Los Andes (KEHRER, 1937-a, b; TOMALÍN, 1938-a, b; GONZÁLEZ DE JUANA, 1951-b). ROD y MAYNC (1954) señalan que en el intervalo normalmente se reconocen las Formaciones Río Negro, Apón y Aguardiente, por cuya razón el nombre carece de valor práctico y proponen su eliminación, criterio que fue adoptado posteriormente. INVÁLIDO TOMOPORO, MIEMBRO (Formación Trujillo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. Este nombre fue introducido por YOUNG (1961) únicamente con fines ilustrativos, sin intención de definirlo formalmente. VÁLIDO TORTUGA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno medio-tardío) Dependencias Federales (Isla de La Tortuga). Referencias: PATRICK (1959) introduce este nombre para designar y describir calizas coralinas pleistocenas expuestas en la Isla de La Tortuga. BERMÚDEZ (1966) reproduce la descripción original y añadió datos geográficos sobre la isla. MALONEY y MACSOTAY (1967) distinguen dos miembros con base a su grado de alteración diagenética y contenido fósil; en el texto los autores se refieren a la Formación Tortuga y en los gráficos incluidos usan "La Tortuga". Localidad tipo: Isla La Tortuga, Dependencias Federales. MACSOTAY (1967) designa, como localidad tipo, los afloramientos que se encuentran en la ensenada Garambeo, en la costa sur-central de la isla de La Tortuga. El miembro superior se encuentra hacia el centro de la isla; MACSOTAY y MOORE (1974) designan como su localidad tipo el afloramiento de caliza expuesto 300 m al norte de la ensenada de Boca de Palo. 1044 Extensión geográfica: La formación se restringe a la isla La Tortuga, cubre aproximadamente el 90% de la misma, donde se encuentran tres niveles de terrazas, de las cuales la 1 y la 3 corresponden a la unidad. Descripción litológica. La Formación Tortuga (PATRICK, 1959, BERMÚDEZ, 1966 y MALONEY y MACSOTAY, 1967; GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980) consiste de calizas cristalinas, macizas porosas y compactas, de color crema a amarillo, en superficie fresca, meteorizando a gris. Suele conservar trazas de su estructura coralina original en forma de moldes. Forma superficies cársticas de difícil tránsito en la mayor parte de la isla. En la sección tipo, la unidad incluye calcarenita con estratificación cruzada de origen eólico. El miembro superior está formado por caliza bioclástica porosa y de color crema, con un espesor de 2 m. Los granos de mayor tamaño están incrustados por algas calcáreas y contiene granos detríticos dispersos de cuarzo, hornblenda, y plagioclasa en el tamaño de limo. El miembro inferior con un bajo grado de recristalización, denominado Miembro Punta Piedras, se compone de calizas arrecifales, algas calcáreas y cantos rodados angulares de calcita, en una matriz de calcita muy porosa de color blanco a crema. Fue depositada en ambiente marino de arrecifes franjeantes, originados durante las transgresiones del Interglacial Yarmouth, para la terraza más alta (Pleistoceno medio), y el interglacial Sangamon, para la terraza inferior o más baja (Pleistoceno tardío). El miembro superior desarrolló una facies de arrecifes frangeantes detrás de la cual se establecieron facies de bancos someros. El miembro inferior o Miembro Punta Piedras se formó como un arrecife franjeante bordeando las calizas preexistentes más antiguas. El predominio de Acropora palmata indica un ambiente muy somero y con gran nivel de energía. Espesor: Según los diferentes autores, la unidad alcanza espesores entre 8 y 20 m. Relaciones de campo: Según MALONEY y MACSOTAY (1967) la unidad suprayace, con discordancia paralela, y localmente angular a la Formación Cerro Gato. Fósiles: En el Miembro Punta Piedras se enumeran una larga lista de fósiles incluidos en tres facies diferentes: facies arrecifal, facies detrás de arrecife y facies de laguna (GONZÁLEZ DE JUANA, et al., 1980). Entre los corales predomina la Acropora palmata y Acroporacervicornis Dendrogyra cylindrus, Montastrea annularis, Porites porites; pelecípodos como Glycymeris undata, Codakia costata, Ostrea frons; gasterópodos como Strombus gigas y Astrea phohia, y el equinodermo Cidaris tribuloides. En el miembro superior, más antiguo, se encuentran Montastrea cavernosa, Colpophyllian natans y grandes moluscos como Spondylus sp. y Strombus gigas (MALONEY y MACSOTAY, 1967). Edad: MALONEY y MACSOTAY (1967, basados en el principio de Lyell, le asignan una edad Pleistoceno tardío. (MACSOTAY, 1971) incluye la asociación de moluscos en la zona de Turritella maiquetiana, por lo que postula una edad Pleistoceno tardío. Estas asociaciones y la correlación que hace SCHUBERT (1976 con la Terraza 1 de la Formación La Blanquilla y la Terraza Marina de la isla de La Orchila, cuyos análisis radiométricos por el método de Th/U indican una edad de aproximadamente 131000 años AP, permiten 1045 establecer una edad Sangamon para el Miembro Punta Piedras; al miembro superior no se le ha asignado edad, aun cuando MALONEY y MACSOTAY (1967) asumen una edad similar a la del Miembro Punta Piedras. Correlación: PATRICK (1959), sugirió la correlación con las terrazas arrecifales en la isla de Margarita (península de Macanao). En GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) se indica también, la posible correlación con las terrazas de la península de Macanao y la península de Araya. El Miembro Punta Piedras es correlacionable con la terraza marina inferior de la península de Macanao (isla de Margarita), la Formación Castillo de Araya, la Formación El Manglillo, la Terraza Marina de la Isla de La Orchila (Formación La Orchila), la Terraza Marina I de la Blanquilla (Miembro Falucho) y la Terraza Marina del Gran Roque. Con esta unidad, SCHUBERT (1976), a su vez, correlaciona la terraza marina de la Orchila (Formación La Orchila) y la Terraza Marina I de la Blanquilla (Miembro Falucho de la Formación La Blanquilla), con la Terraza Inferior (Lower Terrace) de Aruba, Curazao y Donaire y la Terraza III de Barbados. La unidad superior de la Formación Tortuga (Interglacial Yarmouth) se puede correlacionar con la Terraza 2 de la Blanquilla (Pleistoceno medio), y con la Terraza 2 la Península de Macanao. Es correlacionable también con las terrazas del Pleistoceno medio de Curazao, con la Terraza 2 de Jamaica (First Old Sea Cliff), y con las terrazas más altas del "First High Cliff” de Barbados. Véase: PUNTA PIEDRAS, MIEMBRO VÁLIDO TOSTÓS, ASOCIACIÓN PALEOZOICO SUPERIOR Estado Mérida. El nombre de Tostosa fue propuesto por SHAGAM (1969) para describir afloramientos de rocas litológicamente similares a las de la Formación Bella Vista, denominándolas Facies Tostosa, siendo ascendida al rango de formación por CANELON (1976). BENEDDETTO (1982) la incluye en la Zona 3, de su zonación tecto-estratigráfica del noroeste de América del Sur. PIMENTEL DE BELLIZZIA, BELLIZZIA y ULLOA, le dan la denominación de Formación Tostós, como parte integrante del núcleo ígneo metamórfico del orógeno andino junto al Complejo Iglesias, Mucuchachí, El Águila, Cerro Azul, Los Torres y Río Momboy, excluyéndola además del Paleozoico temprano y/o del Precámbricosuperior. BELLIZZIA y PIMENTEL (1944) le dan un tratamiento similar, pero integrándola al Terreno Mérida con el nombre de Asociación Tostós, es decir, una unidad litodémica. Se designa como localidad tipo la sección expuesta en la parte baja del río Tostosa, al sur de la falla de Boconó, distrito Campo Elías, estado Mérida (Hoja Nº 5941, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). CANELON (1970) sugiere dos secciones de referencia: la primera de ellas, ubicada entre el sitio de La Victoria y el pueblo de Mesa de Bolívar, y la segunda entre el caserío del Amparo y el sitio de La Roca (estado Mérida). 1046 Los afloramientos de la Asociación Tostós, al norte de la falla de Boconó, se extienden desde aproximadamente 4 km al noroeste de La Grita, en la carretera del páramo de la Negra a la población antes mencionada; también aflora en el páramo de La Negra. Otra zona de afloramiento importante es la que se encuentra al norte de la localidad de San Simón, pasando por Zea y extendiéndose hacia el este, hasta la cercanía del caserío Siloe. Otra franja se extiende desde la carretera Tovar-Santa Cruz de Mora, hasta la localidad de Estanques, continuando hacia el este en las quebradas Anís, Las Casas, en los cortes de la carretera al Vigía y al sur de Lagunillas, hasta el oeste de Ejido. La Asociación Tostós constituye una secuencia metasedimentaria de pizarras, filitas, esquistos, gneises de grano fino, rocas silíceas masivas y anfibolitas. Las litologías predominantes son las filitas y esquistos, seguidos por rocas silíceas masivas, pizarras, gneises y anfibolitas. Las rocas foliadas presentan una serie de características comunes, tales como: colores verdoso a gris claro, grano fino, fuertemente deformadas y muy silíceas; las rocas silíceas masivas son de grano fino a medio, color verdoso y con foliación incipiente. La unidad está intrusionada por numerosos cuerpos graníticos pequeños y dos pintones graníticos, denominados Granodiorita de Pueblo Hondo y Granito de La Victoria. Pequeños diques tabulares de composición anfibolítica la intrusionan en varios lugares. La distribución geográfica de los afloramientos, sugiere que las rocas fueron acumuladas principalmente en una cuenca alargada y relativamente estrecha, en aguas poco profundas, lejos de corrientes activas y de la acción de las olas. La presencia de abundante grafito y pirita, en los metasedimentos, sugiere una depositación en un ambiente fuertemente reductor. Debido a la fuerte deformación y complejidad tectónica del área, el espesor no se ha determinado, pero los afloramientos observados, se puede estimar un espesor de 2000 m. La Asociación Tostós suprayace discordantemente a la Asociación Sierra Nevada (Páramo de La Negra) e infrayace discordantemente a formaciones paleozoicas (Sabaneta) y cretácicas (Río Negro). No se han identificado fósiles. SHAGAM (1969), le asigna una edad Precámbrico Superior. CANELÓN y GARCÍA, basados en relaciones de campo, le asignan una edad de Paleozoico Inferior. BELLIZZIA y PIMENTEL (op.cit.), basados en semejanzas con la Asociación Mucuchachí, le asignan edad Paleozoico Superior. Las correlaciones propuestas recientemente son con las asociaciones Mucuchachí, Los Torres, Cerro Azul, El Águila y Río Momboy de Los Andes venezolanos. La Asociación Tostós es equivalente a las facies Tostosa (SHAGAM, 1969) y a la Formación Tostós (GRAUCH, 1975). INVÁLIDO TOSTÓS, FORMACIÓN PALEOZOICO (Carbonífero) Estado Mérida. El nombre de Tostosa fue propuesto por SHAGAM (1969) para describir afloramientos de rocas litológicamente similares a las de la Formación Bella Vista, denominándolas Facies 1047 Tostosa, siendo ascendida al rango de formación por CANELON (1976). BENEDDETTO (1982) la incluye en la Zona 3, de su zonación tecto-estratigráfica del noroeste de América del Sur. PIMENTEL DE BELLIZZIA, BELLIZZIA y ULLOA (1995), le dan la denominación de Formación Tostós, como parte integrante del núcleo ígneo metamórfico del orógeno andino junto al Complejo Iglesias, Mucuchachí, El Águila, Cerro Azul, Los Torres y Río Momboy, excluyéndola además del Paleozoico Inferior y/o del Precámbrico Superior. BELLIZZIA y PIMENTEL (1995) le dan un tratamiento similar, pero integrándola al Terreno Mérida con el nombre de Asociación Tostós, con carácter de unidad litodémica. Véase: TOSTÓS, ASOCIACIÓN. VÁLIDO TRES ESQUINAS, MIEMBRO (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Campaniense) Estado Mérida. Diferentes autores, mencionan la presencia de un intervalo glauconítico, que suprayace concordantemente a las calizas de la Formación La Luna. Este intervalo es ubicado originalmente en la base de la Formación Colón y se le asigna edad Coniaciense, siendo nombrado formalmente Miembro Tres Esquinas por STAINFORTH (1962). GALEAALVAREZ (1989), con base a reinterpretaciones paleoambientales y de microfósiles reasigna el Miembro Tres Esquinas a la Formación La Luna, parte superior, y con edad Campaniense. Estudios posteriores, realizados por DE ROMERO y GALEA-ALVAREZ (1995), GALEA-ALVAREZ et al., (1996) y DE ROMERO y ODREMAN (1996) confirman dicha asignación. La localidad tipo se encuentra en el río Guaruríes 1,5 km, al noreste del caserío Tres Esquinas, 4,5 km, al norte de Zea, estado Mérida. (Hoja Nº 5841, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). De acuerdo a GHOSH (1984), el Miembro Tres Esquinas es una capa marcadora en todos Los Andes venezolanos y se reconoce en Colombia. DE ROMERO y ODREMAN (1996) proponen restringir el nombre a las capas que afloran en el estado Mérida. El Miembro Tres Esquinas considerado ahora como tope de la Formación La Luna, comprende una serie de capas fosfáticas glauconíticas y piríticas de textura arenosa. Se mencionan espesores entre 2 y 5 m. Suprayace en relación de concordancia a las calizas de la Formación La Luna e infrayace a las lutitas de la Formación Colón. En el Miembro Tres Esquinas se menciona la presencia de foraminíferos como Bolivinoides culverensis, Kyphopyxa christneri y Consotruncana plummerae, además de icnofósiles como Planolites y Thalassinoides (DE ROMERO y GALEA-ALVAREZ, 1995). Los fósiles antes mencionados indican edad Campaniense. La gran concentración de foraminíferos fosfatizados acompañados por "capas de huesos", contenido radioactivo y glauconita y pirita, indican una típica secuencia condensada. 1048 El Miembro Tres esquinas presenta concentraciones de fosfato de importancia económica. Es sinónimo de las "Arenas glauconíticas" de STAINFORTH (1962). VÁLIDO TRES PUNTAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Plataforma Continental Nororiental. Referencias: CASTRO y MEDEROS (1984) describen con este nombre las rocas penetradas por el pozo Tres Puntas-1, localizado en la plataforma continental al norte de la península de Paria, estado Sucre. Localidad tipo: Está ubicado en el pozo Tres Puntas-1 situado en la plataforma continental al norte de la península de Paria, en la línea sísmica número 152, punto de tiro número 1190 y coordenadas geográficas 11° 00' 55,8" de latitud norte y 62° 44' 58,7" de longitud oeste. El tope de la formación se encuentra a 1696 m y la base a 3406 m, profundidades éstas corregidas al nivel del mar. Extensión geográfica: La unidad se encuentra en todos los pozos perforados hasta ahora por Lagoven, S.A., en la plataforma continental al norte de la península de Paria, comprendidos entre las latitudes N:11° 28' 26" y N: 10° 48' 35" y las longitudes O: 62° 48' 17" y O: 61° 47' 0.9", con la excepción del pozo Dragón-3 donde no fue penetrada por la mecha. Descripción litológica: Esta formación está constituida principalmente por lutita gris verdoso, masivas y laminares con frecuencia glauconítica, con nódulos de pirita, óxido de hierro y lignito, con intercalaciones de limolitas de color gris, laminares, interestratificadas con areniscas de color gris de grano fino a medio, subredondeado, moderada esfericidad, buen escogimiento, algo calcáreas. También hay dentro de la lutita intercalaciones de calizas grises glauconíticas y calcarenitas glauconíticas y areniscas de color blanquecino, de grano fino, redondeado, esfericidad media, buen escogimiento, micácea y de cemento calcáreo. A la profundidad de 2243 se encuentra la primera aparición de material piroclástico e ígneo así como esquistos verdes. La parte superior de la formación se sedimentó en una profundidad nerítico interior a medio, encontrándose en un prodelta o parte distal del abanico marino profundo. La parte inferior es de mayor profundidad, entre 500 a 1000 metros de profundidad, ambiente batial. En esta última parte de la formación hay evidencias de turbiditas como lo demuestran la presencia de calizas con grandes foraminíferos y areniscas de ambiente más someros en estas profundidades batiales. Espesor: En la sección tipo se encuentra el espesor máximo de esta formación que alcanzó los 1802,5 metros, el espesor mínimo está en el pozo Testigos-2 con, 73 metros. 1049 Relaciones de campo: La unidad infrayace a la Formación Cubagua en contacto aparentemente concordante en algunos pozos; en otros es discordante por la ausencia del Mioceno tardío. El contacto inferior es concordante en la localidad tipo donde hay sedimentos paleógenos y discordante sobre el Cretácico cuando no los hay. Fósiles: Abundantes foraminíferos planctónicos, entre ellos: Orbulina universa, Globorotalia siakensis, Globorotalia menardii, Globorotalia fohsi fohsi, Globorotalia peripheroronda, Globorotalia scitula, Globorotalia praemenardii, Catapsydrax stainforthi, Catapsydrax dissimilis. También hay micromoluscos y radiolarios. Edad: Mioceno temprano medio. Correlación: La unidad correlaciona cronológicamente con la Formación Carapita en Venezuela Oriental y las formaciones Brasso, Cipero y Nariva en Trinidad. INVÁLIDO TRIGONIA, MIEMBRO DE CALIZA CON MESOZOICO (Cretácico) Estado Zulia. Este nombre, empleado por O. RENZ para designar una caliza de la Formación Cogollo, fue sustituido por el mismo autor por el mejor definido de Piché, e incluido en la Formación Apón. Véase: PICHÉ, MIEMBRO, INVÁLIDO TROCHAMMINA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. En el campo Netick, en Zulia nor-occidental, LIDDLE (1946) emplea el término "capas de Trochammina" como equivalente de las Formaciones Mostrencos y Orumo. Se considera inválido por ausencia de definición. INVÁLIDO TROCHAMMINA SP., ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. 1050 Esta zona, mencionada sin definición por CUSHMAN y RENZ (1941), según RENZ (1948) equivale a su Zónula de Vaginulinopsis superbus-Trochammina cf.,pacifica. VÁLIDO TROCHAMMINA SP. CF. T. PACIFICA, ZÓNULA DE CENOZOICO(Terciario) Estado Falcón. VALLENILLA (1961) establece esta "zónula", sin más indicaciones que las que aparecen en su carta faunal. Corresponde a la mayor parte del Miembro El Muaco de la Formación Caujarao. VÁLIDO TRUJILLO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Trujillo. Referencias: HODSON (1926) publica el término "Formación Misoa-Trujillo" (o serie)utilizado anteriormente por otros autores. TASH (1937), fue el primero en publicar el término Formación Trujillo. LIDDLE (1928, 1946) describe la Formación Misoa-Trujillo, correlacionándola con el Tercer Horizonte de Carbón, (hoy Grupo Orocué) y la Arenisca de Misoa. SUTTON (1946), separa los términos Misoa y Trujillo, asigna este último a la parte inferior de la Serie Trujillo o Serie Misoa-Trujillo, empleados hasta entonces, y propone una nueva sección de referencia. GONZÁLEZ DE JUANA (1951), acepta dicha definición, modificando los límites de las unidades. El termino dual Misoa-Trujillo se mantiene en el subsuelo del campo Mene-Grande (CARIBBEAN PETROLEUM Co. 1948). MENCHER et al., (1953) emplean el término como equivalente de las Arenas "C". BRONDIJK (1967), redefine de las formaciones Misoa y Trujillo, y propone tres secciones de referencia adicionales. Dicho autor, además, elimina la equivalencia de Trujillo con las Arenas "C', las cuales pasaron a la Formación Misoa. MACSOTAY et al., (1989), estudian la formación en el sector Las Escobas-El Empedrado, cerca de la carretera Panamericana, entre Puente Torres y Agua Viva, al norte de Cuicas, analizan el origen sedimentario de las supuestas deformaciones estructurales, y describen la fauna de micromoluscos y los rastros de icnofósiles. Localidad tipo: SUTTON (op. cit.), al separar las formaciones Misoa y Trujillo, propone como sección tipo de esta última, el río Misoa entre el anticlinal de El Baño, aguas abajo hasta el segundo horizonte de orbitoideos. (Hoja Nº 6046, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). BRONDIJK (op. cit.) mantiene esta sección, la acorta en el tope, y la coloca en la base del primer intervalo de arenisca compuesto de la Formación Misoa. 1051 Extensión geográfica: Los principales afloramientos de la formación se encuentran en el área del río Misoa y sus afluentes, al este del lago de Maracaibo. Al norte y noroeste en la cuenca de Falcón y en el subsuelo del lago de Maracaibo, en su porción nororiental. Al sur y oeste pasa transicionalmente a las formaciones Ranchería, Valle Hondo y Misoa. Descripción litológica: De acuerdo con la descripción de SUTTON (op. cit.), la litología de la Formación Trujillo en su localidad tipo, está compuesta por lutitas gris azulado oscuro, a gris oscuro y negro y areniscas grises y pardas en menor proporción. Las lutitas son localmente micáceas y carbonosas; las areniscas son de grano fino a medio, micáceas y localmente carbonosas, bien estratificadas en capas de unos pocos centímetros hasta 2 m. SUTTON (op. cit.) señala que en la porción inferior de la sección la formación, está notablemente endurecida, presentando vetas de cuarzo perpendiculares a la estratificación de las lutitas y areniscas, así como concreciones elipsoidales y discoidales calcáreas, arenosas y piríticas que meteorizan a masas ferrosas, También señala capas delgadas de carbón sub-bituminoso. BRONDIJK (op. cit.), menciona que en áreas diferentes a la sección tipo o a las de referencia, se hallan "capas ocasionales de peñones de calizas de La Luna y otros constituyentes". El mismo autor señalahaber observado marcas de base en las areniscas en la carretera Carora-Lagunillas, al oeste de El Baño, consistentes en surcos, calcos de carga, calcos de flujo, turboglifos y estratificación gradada. Espesor: SUTTON (op. cit.), estima un espesor de 4876 m en la sección tipo, aunque lo consideró excesivo debido a posible repetición por fallamiento y plegamiento. BRONDIJK (op. cit.), opina que en la sección tipo, el espesor debe ser de unos 1800 m, e informa que en el río Jirajara se midieron 2700 m. Relaciones de campo: La Formación Trujillo yace concordantemente sobre la Formación Guasare, estableciéndose el contacto en el tope de la caliza más alta de esta formación. Según BRONDIJK (op. cit.), es posible que hacia el este, la Formación Guasare se acuñe entre las formaciones Trujillo y Colón, en cuyo caso el contacto inferior quedaría en la base de la arenisca más baja de Trujillo. El contacto superior con la Formación Misoa es en general concordante, aunque SUTTON (op. cit.) indica que en el valle del río Carache, en Trujillo nororiental, hay indicios de discordancia angular entre ambas unidades, pero WEINGEIST (1956) lo atribuye a un contacto de falla, según evidencias de informes privados. MACSOTAY et al. (op. cit.), en su columna estratigráfica del NE de Trujillo, colocan a la formación encima dela Formación Caús, a la cual reubican sobre las formaciones Escuque y Ranchería, aunque sin documentar las razones del cambio. Fósiles: La Formación Trujillo es en general poco fosilífera, sin embargo, DUSEMBURY (en SUTTON, op. cit.), identificó unas quince especies de foraminíferos en muestras procedentes de la parte media y superior de la sección del río Misoa, entre ellas Cyclammina pusilla, Cibicides venezuelanus, Robulus kemperi, Globigerina bulloides, Gyroidina guayabalensis, además de microgasterópodos y ostrácodos. BRONDIJK (op. cit.), cita los géneros Bathysiphon, Cyclammina y Trochammina, pero añade que la formación en general es estéril. MACSOTAY et al., (op. cit.) estudian una fauna de micromoluscos, entre los cuales citan las especies Saccella hondana, Calorhadia (c.) cf. potomacensis, Cucullea (Latiarca) transversa, Propeamussium (Parvamusium) 1052 squamulum, etc. Los mismos autores mencionan un conjunto de icnofósiles con Paleodictyon majus, P. carpathicum, Chondrites, Cylindrites, Tisoa, etc. Edad: Por su posición entre las formaciones Guasare (Paleoceno) y Misoa (Eoceno medio), la Formación Trujillo ha sido asignada al Eoceno con posible extensión al Paleoceno y al Eoceno medio (BRONDIJK, op. cit.). Correlación: La Formación Trujillo se correlaciona en la parte suroriental de la cuenca de Maracaibo, con las formaciones Ranchería y Valle Hondo, al sureste y con la porción más baja de la Formación Misoa, al oeste. Hacia el este, ha sido correlacionada con las formaciones Morán y Matatere de Lara y Yaracuy. VÁLIDO TRUNCOROTALOIDES ROHRI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Trinidad. Esta zona del Eoceno medio-tardío la define BOLLI (1957-d) en la Formación Navet de Trinidad. LAMB (1964-b) se refiere a ella provisionalmente en la parte superior de la Formación Caratas de Venezuela oriental; BERMÚDEZ y GÁMEZ (1966) la reconocieron en la Formación Punta Mosquito de Margarita. INVÁLIDO TUCACAS, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Colombia. RENZ (1960) introduce este nombre para designar las capas más jóvenes del Terciario en la porción colombiana de la península de La Guajira. El término proviene de la pequeña bahía de Tucacas en La Guajira. ROLLINS (1965) observa la extensión de las mismas capas al sur en la franja venezolana y propuso llamarlas Formación Castilletes para evitar confusión en el conocido pueblo de Tucacas en el Estado Falcón, donde hay afloramientos del Terciario Superior. Véase: CASTILLETES, FORMACIÓN. INVÁLIDO TUCUPIDO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estados Guárico y Anzoátegui. 1053 Un autor anónimo empleó este nombre para designar capas expuestas en Guárico nororiental y Anzoátegui noroccidental, hoy incluidas en las Formaciones Chaguaramas y/o Quiamare. El término se invalida por homonimia. VÁLIDO TUCUPIDO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Falcón. Referencias: PAYNE (1951) introduce el nombre de Formación Tucupido, para describir depósitos de playa y marinos de aguas someras, localizados en una estrecha franja al norte del campo Cumarebo; propuso la localidad tipo de la unidad, e incluyó bajo esta nomenclatura, las Capas de Barranquita y la Caliza de Puerto Cumarebo, descritas por SUTER (1937). GIFFUNI (1988) ofrece una detallada descripción litológica y del contenido fosilífero de la Formación Tucupido en los afloramientos de la región de Tocópero. GIFFUNI et al. (1992) interpretan la estratigrafía secuencial de la unidad. Localidad tipo: PAYNE (1951) designa la localidad tipo entre Tucupido y La Providencia (Santa Rosa en los mapas modernos). (Hoja Nº 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Se reconoce en una franja costera desde Puerto Cumarebo hasta la desembocadura del río Ricoa, estado Falcón. Descripción litológica: Consiste en calizas con algas, intercaladas con calizas arenosas y conglomeráticas; localmente contiene arcillas verdosas gris azul, con intercalaciones de areniscas, capas con ostras y Pecten (SUTER, 1937; PAYNE, 1951). GIFFUNI (1988) caracteriza a la Formación Tucupido como constituida por areniscas calcáreas y calizas arenosas interestratificadas con lutitas limosas y margas. Las lutitas son de color gris, compactas y masivas; a veces ligeramente laminadas, calcáreas y conchíferas; las margas son de color marrón rojizo, con abundantes niveles de moluscos; las areniscas calcáreas, de color marrón, son frecuentes y forman pequeños acantilados cerca de la costa; son resistentes y fosilífera; localmente, en la costa, aflora una caliza conglomerática, marrón grisácea, con cantos hasta de 1 cm de diámetro. Según GIFFUNI (1988), el contenido fósil sugiere una sedimentación en una plataforma interna en condiciones no restringidas, en mares tropicales, entre los 5 y 40 m de profundidad, con posibles influencias de aguas dulces. GIFFUNI et al. (1992) indican que la Formación Tucupido representa una parte del sistema de cuña progradante de bajo nivel (LSW), con una transgresión hacia el tope. Espesor: PAYNE (1951) menciona un espesor máximo de 530 m. GIFFUNI (1988) midió 340 m en su área de estudio. 1054 Relaciones de campo: PAYNE (1951) indica un contacto inferior discordante con la Formación El Veral. GIFFUNI (1988) no observa la discordancia en el campo, aunque no niega su presencia. GIFFUNI et al. (1992) colocan el contacto inferior como discordante. El contacto superior es discordante con depósitos cuaternarios. Fósiles: GIFFUNI (1988) menciona la presencia de conchas de moluscos, especialmente bivalvos (Pectencodorensis y Anomia cf. A. simplex) y algunos gastrópodos (Turritella sp.), además de algas calcáreas, briozoarios y cirrípedos e incluye amplia información acerca de la identificación y distribución de los foraminíferos de la Formación Tucupido. En términos generales, del 30 al 40% de los foraminíferos son planctónicos, el 9% son bénticos de pared aglutinada, 3 a 5% de pared calcárea imperforada y 50% de pared calcárea perforada. Edad: Según GIFFUNI (1988), el conjunto deforaminíferos planctónicos identificados determinan una edad Plioceno medio, Zona de Pulleniatina obliquiloculata (STAINFORTH et al., 1975) o Zona de Globorotalia miocenica (BOLLI y SAUNDERS, 1985) o zonas N20 y N21(BLOW, 1969). Modernamente, estas zonas están ubicadas dentro del Plioceno tardío. Correlación: La Formación Tucupido se correlaciona parcialmente hacia el este con la Formación Punta Gavilán; hacia el oeste, con parte de la Formación San Gregorio (GIFFUNI, 1988). INVÁLIDO TUCURERE, MIEMBRO DE MARGAS DE (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno medio) Estado Falcón. WHEELER (1960), publica la subdivisión de la Formación Guacharaca en tres miembros, de los cuales el Miembro de Margas de Tucurere es el medio. Se encuentra bien expuesto donde la carretera El Pozón-Mirimire cruza el río Tucurere, en el distrito Acosta del estado Falcón. También se reconoce en el flanco norte del alto de Guacharaca, pero está ausente en el flanco sur, por razones que se desconocen. DÍAZ DE GAMERO (1985b) menciona en la Formación Agua Salada un intervalo de lutitas calcáreas muy microfosilíferas al sur del cerro Mirimire y en los alrededores de Marcillal, que seguramente corresponde al Miembro Tucurere de laFormación Guacharaca.La edad de estas arcillascalcáreas es Oligoceno medio, Zona de Globorotalia opima opima. Tomando en cuenta que la subdivisión en miembros efectuada por WHEELER (1960) a la Formación Guacharaca ha creado confusión con los miembros mencionados anteriormente por SUTTER (1947) y no ha tenido acogida por autores posteriores, se considera preferible considerar estos miembros como inválidos. 1055 INFORMAL TUCUSITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano?) Estado Anzoátegui. CAMPOS et al., (1980.) proponen este nuevo nombre formacional, tomado del cerro Tucusito, al norte de Valle Guanape, estado. Anzoátegui, para designar una secuencia subdividida en dos intervalos: a) uno inferior de 30 m de espesor, caracterizado por el predominio de lutitas, con intercalaciones de capas delgadas de limolitas, y con concreciones ferruginosas; y b) otro superior, de 20 m de espesor, constituido predominantemente por areniscas con intercalaciones de limolitas arcillosas. La unidad descansa sobre la Formación Peñas Blancas y se interpreta un contacto discordante entre ambas unidades (CAMPOS et al., op.cit.); la parte superior de la unidad aparece erosionada. BERMÚDEZ (en CAMPOS et al., op. cit.) identifica: Ammonia tepida Cushman y Glomospira gordiales (Jones y Parquer), lo cual le permite asignar una edad Mioceno o más joven. Según FURRER (en CAMPOS et al., op. cit.), la fauna le sugiere una edad Mioceno tardío o más joven. Ambos paleontólogos citan la presencia de fauna retrabajada del Oligoceno, Eoceno y Paleoceno. CAMPOS et al., (op. cit.), proponen una edad Mioceno tardío o más joven para la Formación Tucusito. VÁLIDO TUCUTUNEMO, FORMACIÓN PALEOZOICO SUPERIOR Estado Aragua. Referencias: SHAGAM (1960) utiliza este nombre para designar una secuencia metasedimentaria constituida por filita carbonácea con intercalaciones arenosas y limosas.KONIGSMARK (1965), OXBURG (1965) y MENÉNDEZ (1965) continúan su cartografía geológica hasta el estado Cojedes; sin embargo MENÉNDEZ (1966) considera que fuera de su localidad tipo debería ser redefinida, e incluye a esta formación dentro de su Faja de Caucagua-El Tinaco. Similarmente BECK (1985, 1986) la incluye en su Napa de Caucagua-El Tinaco, estudiándola y cartografiándola en una franja de unos 60 km de largo desde las cabeceras del río Tucutunemo, estado Aragua, hasta los cerros del oeste de Charallave, estado Miranda. BENJAMINI et al. (1986a,b) presentan los resultados de la identificación de fósiles. Localidad tipo: En el río Tucutunemo y colinas adyacentes al este de Villa de Cura, estado Aragua (Hoja Nº 6745, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: En los mapas geológicos de GONZÁLEZ (1972) y BECK (1985, 1986), esta formación se extiende desde la región de la zona de Charallave, estado Miranda, 1056 continuando en forma discontinua por los estados Aragua y Guárico, hasta el estado Cojedes. Descripción litológica: SHAGAM (1965) describe esta unidad compuesta principalmente de filita carbonácea variando a metaarenisca y metalimolita cuarzo-feldespática, encontrándose también cantidades menores de metaarenisca de grano grueso y metaconglomerado cuarzo-calcáreo. Una zona discontinua pero prominente de mármol negro de grano fino, asociada a un metaconglomerado calcáreo, se ubica cerca de la parte superior de la secuencia y cerca de la base de la misma, aparecen algunas capas delgadas de toba máfica afanítica de color verde. Las características de las formaciones Paracotos y Tucutunemo han sido resumidas y contrastadas por SHAGAM (op. cit.); GONZÁLEZ DE JUANA et al., (1980), resume las características de la Formación Tucutunemo, señalando que la filita es azul, carbonácea y comúnmente se hace arenosa; presenta mica blanca de origen metamórfico. El mármol es de color gris oscuro o negro, microcristalino, con aspecto moteado, impuro, con cristales de cuarzo y albita de bordes reentrantes, que constituyen hasta el 30% de la roca y escasos fragmentos de fósiles y desarrollan fuerte foliación metamórfica; el metaconglomerado es de color blanco a gris oscuro, con mal escogimiento, con guijarros de cuarzo de veta, plagioclasa y menor cantidad de metaftanita. El aumento de elementos volcánicos que se produce hacia la base de la Formación Tucutunemo, al oeste de la localidad tipo, permitió la introducción del término Miembro de Los Naranjos, para su designación; pero esta interpretación no es respaldada por las observaciones de BECK (1985). NAVARRO et al. (1987, 1988) consideran que la Formación Tucutunemo corresponde a la sedimentación profunda (anóxica), en zonas de un talud incipiente que bordeaba el arco magmático de Tiara, donde facies pelágicas-hemipelágicas, representadas por filita oscura, esquisto grafitoso y mármol oscuro, se intercalan con el producto de sedimentación rápida, como lo son conglomerado polimíctico que representan rellenos de canal y flujos gravitacionales de detritos, provenientes de una plataforma muy incipiente, desarrollada alrededor del arco magmático mencionado con anterioridad. Por otra parte, BENJAMINI et al.,(1986a,b) al proponer una edad Paleozoico para esta unidad, interpretan que representa el basamento autóctono expuesto en una ventana tectónica, o que constituye un alóctono dentro de un modelo de terreno exótico. Espesor: SHAGAM (1965) estima un espesor de 350 m, pero debido al replegamiento y naturaleza de los contactos, esta cifra, al igual que la dada a otras unidades metamórficas de la cordillera de La Costa, debe tomarse solamente de carácter referencial y aparente. Relaciones de campo: De acuerdo con SHAGAM (1965), el contacto superior con la Formación Paracotos es de falla, al igual que su contacto inferior con otras formaciones. Según el mapa geológico de BECK (1985, 1986) los contactos son de fallas (tanto de ángulo alto como de corrimiento) con las unidades constituyentes de su Napa de Loma de Hierro. En la sección de La Victoria-El Pao de Zárate, OSTOS (1990a,b) señala que esta 1057 formación posee contactos de fallas normales tanto con la Metadiorita de La Guacamaya, como con la Formación Paracotos. Fósiles: BECK (1985. 1986) señala la presencia de madreporáceas y algas mal preservadas. BENJAMINI et al. (1986a,b) describen crinoides y briozoarios bastante deformados, que comparan con material de la Formación Palmarito del Pérmico. Edad: Generalmente fue considerada de edad Cretácico, e inclusive BECK (1985, 1986) aporta una edad K-Ar de 73,5 Ma que interpreta como una edad metamórfica posterior, pero de acuerdo con BENJAMINI et al. (1986a,b) algunas muestras de mármol de la unidad contienen fósiles de edad Paleozoico Superior (Pérmico?). Correlación: BENJAMINI et al. (1986-a,b) quienes proponen una edad paleozoica, la correlacionan con la Formación Palmarito de Los Andes de Mérida. Importancia económica: Algunos cuerpos de mármol cerca de Cagua y Villa de Cura en el estado Aragua, y aloeste de Charallave, estado Miranda, han sido usados para rocas ornamentales y agregados para concreto. Véase: LOS NARANJOS, MIEMBRO. VÁLIDO TUNAPUI, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. Referencias: SEIJAS (1972) propone este nombre para designar una espesa secuencia meta-sedimentaria deesquistoscuarzo-micáceo-cloríticos y metaconglomerados, los cuales varían a lo largo del rumbo. Aflora en una extensa zona desde el golfo de Cariaco en la península de Araya, hasta la región al norte de Yaguaraparo en la península de Paria. SCHUBERT, (1972) describe la sección de la Formación Tunapui en la península de Araya como una secuencia monótona de capas delgadas de filitas y esquistos cuarzo-micáceos, a veces sericíticos, frecuentemente calcáreos, los cuales alterna con capas más delgadas, a veces laminares, de mármol de grano fino. VIGNALI (1976) estudia la región en detalle y considera que parte de los afloramientos descritos en esta unidad cerca de Carúpano representan una mezcla, por efectos tectónicos de las unidades expuestas hacia el este. BLADIER (en BELLIZZIA, 1986) considera que las rocas más antiguas en la parte central de la península de Araya-Paria, constituyen la Formación Tunapui, lo cual está en contradicción a la descripción de VIERBUCHEN (en BELLIZZIA, 1986) quien plantea que la Formación Tunapui está en el tope de las rocas metamórficas que afloran en el área. Localidad tipo: SEIJAS (1972) designa la expuesta en la quebrada Tunapui, que atraviesa el poblado del mismo nombre, situado pocos kilómetros al este de El Pilar,distrito Benítez, estado Sucre (Hojas Nº 7547 y 7643, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La sección 1058 mencionada debe complementarse con las expuestas en los cursos de los ríos Burdeos (afluente del Yaguaraparo), Rivilla y Chuare, donde afloran las distintas litologías de la formación. Descripción litológica: De manera generalizada, la formación puede dividirse en tres intervalos principales: inferior, medio y superior. El intervalo inferior, cuya base no aflora en la región, consiste de esquistos y filitas cuarzo-cloríticos y capas de caliza maciza que localmente alcanzan espesores de más de 200 m; esta parte delintervalo está en contacto de falla con el resto de la secuencia, el cual consiste de esquistos y filitas cloríticas y/o grafitosas que desarrollan zonas de conglomerados de matriz esquistosa, parcialmente calcárea, con granulometría variable; lentes de caliza delgada y esquistos calcáreos micáceos algo grafitosos; en el intervalo se incluyen también capas lenticulares de cuarcitas, esquistos cloríticos cuarzo-feldespáticos, zonas muy grafitosas, capas delgadas de caliza y filitas sericíticas; en las zonas central y occidental de la región. El intervalo medio muestra intercalaciones de esquistos conglomeráticos de cuarzo oscuro, grano fino. El intervalo superior se caracteriza por desarrollos lenticulares de calizas en capas delgadas muy recristalizadas, asociadas a esquistos conglomeráticos de color oscuro y filitas micáceas y/o grafitosas; en la parte superior del intervalo hay esquistos cuarzofeldespáticos cloríticos y/o grafitosos y cuarcitas micáceas grises algo cloríticas. Al oeste del meridiano de Carúpano los esquistos desarrollan un carácter conglomerático, con cantos de tamaño variable entre 2 mm y 20 cm. Las calizas del intervalo inferior de la Formación Tunapui afloran en la margen sur del río Yaguaraparo. Las zonas de conglomerados están mejor expuestas en los cortes de la carretera Bohordal-Santa Isabel, en las inmediaciones del puente sobre el río Grande, en las quebradas Platanito, Tacarigua y Tunapui, en la zona de la presa El Pilar No. 1, donde se hace bastante calcárea y el conglomerado es de grano fino continuando así hacia el oeste hasta la zona inmediata al poblado de Santa Marta. Las rocas del intervalo medio y superior, afloran en las cabeceras del río Unare, curso de los ríos Burdeos y El Silencio. Las calizas del intervalo superior tienen su mayor desarrollo entre el río Chuare al este y las inmediaciones del poblado de San José de Areocuar al oeste, donde exhiben diseminada mineralización de sulfuros, especialmente en las capas de metarenisca muy calcárea expuesta en la zona de El Encanto. VIGNALI (1970) incluye parte de estos afloramientos en la Formación Cariaquito; el autor señala que los conglomerados del intervalo superior afloran muy bien en los cortes de la carretera Carúpano-Casanay, especialmente entre Guaricuco y Carúpano y asume que pertenecen a la Formación Macuro. BLADIER (op. cit., 1986) describe a la Formación Tunapui como una secuencia de esquistoscuarzo-micáceos,micáceo-calcáreo-grafitosos,filitas,meta-conglomerados, cuarcitas y calizas cristalinas. Las condiciones sedimentarias que dieron lugar a las rocas de la Formación Tunapui fueron variables, lo cual induce a postular una cuenca con movimientos oscilatorios frecuentes.(SEIJAS, 1972). La presencia de grandes desarrollos de zonas conglomeráticas también sugiere unambiente de aguas menos profundas que el de las rocas de la Formación Macuro (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1965), parcialmente equivalente a Tunapui, de la cual sólo se distingue por la presencia en ésta de zonas 1059 conglomeráticas. Según ZAMBRANO (1967) los conglomerados líticos de grano grueso se sedimentaron por efecto de corrientes de turbiedad. Espesor: Debido a la ausencia de capas índices y a la gran complejidad estructural de su zona de afloramientos, fue imposible medir su espesor; se ha estimado en 2500 m. Relaciones de campo: El contacto inferior de la unidad no se ha observado por estar cubierta por aluviones o en relación de falla con unidades más jóvenes. Su contacto superior es normal con la Formación Carúpano, que la sobreyace en toda su extensión; excepto en la región comprendida entre los poblados de Medina y la zona este de Cangua, donde el contacto entre ambas unidades es de falla. Fósiles: MACSOTAY (1968) estudió muestras fosilíferas de esta unidad, en calizas recristalizadas de hasta 80 cm de espesor, con Neomeris sp. indet., algas no diferenciadas, Textularia cf. T. rioensis Carsey, Serpula sp. indet., Ostreidae, espículas y holotúridos y espinas de equinoides irregulares diversos. Las calizas de quebrada Honda al sur de Cusma, contienen algas no diferenciadas y Amphitriscoelus waringiHARRIS y HODSON; según VIGNALI (1970) estas rocas corresponden a la Formación Güinimita. Edad: Por su posición estratigráfica por debajo de la Formación Campano, su equivalencia lateral con la parte inferior de la Formación Cariaquito y la presencia de Amphitriscoelus waring HARRIS y HODSON, permiten asignar a la Formación Tunapui una edad Neocomiense-Barremiense. INVÁLIDO TUPURE, LUTITAS DE CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Estado Falcón. Este nombre es empleado por HALSE (1937-a, b) para designar una sección de lutitas oscuras expuesta al sureste del distrito Buchivacoa, estado Falcón, que compara con las lutitas eocenas de la Formación Paují. JOHNSON (LEV, 1956) las correlaciona con las lutitas de Pecaya. WHEELER (1960, 1963) las considera equivalentes a su Formación Pecaya del Oligoceno tardío, por cuyo término ha sido sustituido el nombre Tupure. Véase: PECAYA, FORMACIÓN. INFORMAL TURAGUAPO, ARENAS DE (FormaciónAgua Salada) CENOZOICO(Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. 1060 Las arenas de Turaguapo conforman el cuerpo de areniscas más antiguo de la Formación Ricoa de PAYNE (1951).Esta formación consiste esencialmente de arcillas y lutitas y contiene tres cuerpos de arenas lenticulares, que dé más antiguo a más joven son: Turaguapo, Solito y Las Lomas. De acuerdo al concepto de DÍAZ DE GAMERO (1985b), la Formación Ricoa es parte de la Formación Agua Salada, siendo los cuerpos arenosos, como Turaguapo, unidades informales dentro de ella, en el área al sur de Cumarebo. PAYNE (op. cit.) no presenta ninguna descripción detallada, ni espesor. Tan solo menciona que las arenas se lenticularizan o pasan a lutitas en dirección norte, noreste y este, de acuerdo a la evidencia de campo y subsuelo. La edad se considera Mioceno temprano por su posición estratigráfica, más joven que la Formación San Luis y por debajo de las arenas de Solito, ya que no existe ningún estudio paleontológico de la unidad. Véanse: RICOA, FORMACIÓN y AGUA SALADA, FORMACIÓN INVÁLIDO TURBIO, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Lara. Esta es versión errónea, empleada por O. RENZ (1960) del nombre Formación Río Turbio. Véase: RIO TURBIO, FORMACIÓN. INFORMAL TURRITELLA, SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Esta es la subdivisión superior de la Zona de Lithophaga, establecida por HOFFMEISTER (1938-a, b) en la Formación Lagunillas. Véase: LITHOPHAGA, ZONA DE. VÁLIDO TURUPÍA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío a Plioceno temprano) Estado Falcón. Referencias: PAYNE (1951) introduce el nombre para designar el miembro superior de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo. GIFFUNI (1980) describe la secuencia en el 1061 área de Tocópero. GIFFUNI et al. (1992) precisan la edad de una unidad situada por encima de la Caliza de Cumarebo, a la cual no asignan nombre litoestratigráfico. DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) agrupan los estratos equivalentes a la Caliza de Cumarebo (Miembro Portachuelo según GIFFUNI, 1980) y la sección por encima de la Caliza de Cumarebo y por debajo de la Formación El Veral (Miembro Turupía según GIFFUNI, 1980), en la región de Tocópero, y la denominan Formación Turupía. Localidad tipo: DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) designan como localidad tipo la que aflora a lo largo de la variante occidental de la carretera principal a Coro, desde las cercanías de El Perú hasta 2 km al sur de Tocópero. Descripción litológica: La Formación Turupía consiste de una secuencia de arcilitas marrón verdosas, calcáreas y muy microfosilíferas, interestratificadas con calizas, relativamente frecuentes en la parte inferior, con capas entre 2 y 3 m de espesor y más escasas hacia arriba, en capas de 0,8 a 1,2 m de espesor, de color marrón grisáceo a rojizo, bioclásticas, con predominio de fragmentos de algas y de moluscos. Petrográficamente, las calizas son en su mayoría granulares ("grainstones"), con algunas granulares con lodo ("packstones"). Según GIFFUNI et al., (1992) la mayor parte de la formación se depositó en el talud superior y corresponde a un sistema de alto nivel (HST). Espesor: En la sección de Mampostal, el espesor es de 618 m, mientras que en la sección de Tocópero, donde no existe la Caliza de Cumarebo, el espesor alcanza unos 800 m (DÍAZ DE CAMERO et al., 1997). Relaciones de campo: En la sección de Mampostal, al oeste, la base de la Formación Turupía se coloca en el tope de la última caliza masiva típica de la Caliza de Cumarebo, encima de la cual dominan las arcillitas. El tope se coloca en la base de la primera limolita calcárea típica de la Formación El Veral. En la sección de Tocópero, al este, la base de la Formación Turupía se coloca en la base de la primera caliza, encima de la espesa secuencia de arcillitas, con algunas areniscas intercaladas pertenecientes a la Formación Agua Salada. El tope, al igual que en la sección anterior, se coloca en la base de la primera limolita calcárea de El Veral. Todos los contactos, tanto inferiores como superiores, son concordantes (DÍAZ DE GAMERO et al., 1997). Fósiles: GIFFUNI (1980) indica que las arcilitas son muy microfosilíferas, con variedad de foraminíferos bénticos y planctónicos, mostrando la distribución de los mismos en la unidad. Las calizas de la parte inferior contienen gran cantidad fragmentos de algas calcáreas y moluscos, con foraminíferos planctónicos muy frecuente y cirrípedos, equinoideos y foraminíferos bénticos comunes. Las calizas superiores muestran un predominio de fragmentos de moluscos y equinoideos, con frecuentes algas calcáreas, foraminíferos planctónicos, briozoarios, ciertos foraminíferos bénticos y cirrípedos. Edad: DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) establecen la edad de la Formación Turupía como Mioceno tardío a Plioceno temprano que abarca las zonas de Globorotalia humerosa a Globorotalia margaritae de BOLLI y SAUNDERS (1985), N17 a N18 de BLOW (1969) y 1062 las zonas deDiscoasterquinqueramusaReticulofenestra pseudoumbilica, NN11 a NN15 de MARTINI (1971). Correlación: La Formación Turupía es, en parte, equivalente lateral de la Caliza de Cumarebo. DÍAZ DE CAMERO et al. (1997) correlacionan la Formación Turupía con la parte más superior de la Formación Caujarao en su localidad tipo, cuando no está presente la Caliza de Cumarebo, y con parte de la Formación La Vela. INVÁLIDO TURUPÍA, MIEMBRO DE ARCILLAS DE (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Estado Falcón. PAYNE (1951) introduce el nombre para designar el miembro superior de la Formación Caujarao en el área de Cumarebo, equivalente lateral del Miembro Corocorote en las secciones en que no está desarrollada la Caliza de Cumarebo ni, consecuentemente, el Miembro Corocorote. GIFFUNI (1980) lo describe del área de Tocópero. GIFFUNI et al. (1992) precisan la edad de una unidad, principalmente arcillosa, situada por encima de la Caliza de Cumarebo, a la cual no asignan nombre litoestratigráfico. DÍAZ DE GAMERO et al. (1997) agrupan los estratos equivalentes a la Caliza de Cumarebo (Miembro Portachuelo según GIFFUNI, 1980) y la sección por encima de la Caliza de Cumarebo y por debajo de la Formación El Veral (Miembro Turupía según GIFFUNI, 1980), en la región de Tocópero, y la denominan Formación Turupía. La localidad tipo se encuentra al norte del caserío de Turupía, aunos 3 km al este de la terminación noreste del campo de Cumarebo, distrito Zamora, estado Falcón (Hoja Nº 6350, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Consiste casi exclusivamente de arcillas; en el subsuelo, al este y noreste del campo de Cumarebo, incluye arcillas glauconíticas y calcáreas interestratificadas con algunas capas delgadas de limos y arenas (PAYNE, 1951). GIFFUNI (1980) describe el Miembro Turupía como consistente de arcillas gris amarillento, masivas,calcáreas,conconcrecionesferruginosas.Interestratificadas, aparecen ocasionales calizas marrón claro, bioclásticas. El Miembro de Arcillas de Turupia se sedimentó en el talud superior y representan un sistema de nivel alto (HST) (GIFFUNIet al., 1992). PAYNE (1951) menciona un espesor de unos 600 m (1800 pies), tanto en superficie como en subsuelo. GIFFUNI (1980) midió un espesor de 588 m en el área de Tocópero. PAYNE (1951) considera el Miembro Turupía como equivalente lateral del Miembro Corocorote, cuando este no está desarrollado, es decir, cuando no existe la Caliza de Cumarebo. El mismo autor, coloca el contacto inferior como concordante por encima del Miembro Portachuelo de la Formación Caujarao y discordante por debajo de la Formación El Veral. GIFFUNI (1980) coloca el contacto inferior como concordante con la Caliza de Cumarebo y el superior como concordante con la Formación El Veral. GIFFUNI (1980) presenta una extensa lista de foraminíferos bénticos y planctónicos. Con base al contenido de foraminíferos planctónicos y nannoplanctoncalcáreo, GIFFUNI et al. 1063 (1992) establecen una edad Plioceno temprano para el miembro (Zona de Globorotalia margaritae y zonas NN12 a NN15, de Amaurolithus tricorniculatus a Reticulofenestra pseudoumbilica). Debido a la confusión derivada de tener dos unidades litoestratigráficas, de rango y de definición diferente, pero con el mismo nombre geográfico, se recomienda considerar el Miembro Turupía de la Formación Caujarao como inválido. VÁLIDO TUY, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Estado Miranda. Referencias: AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) son los primeros en mencionar los sedimentos sin mayores detalles. MENCHER et al. (1951), publican el nombre de Formación Tuy en su cuadro de correlación sin describir la unidad, SMITH (1952) describe el Conglomerado de Pichao. NICKLAS (1953), ubica el Conglomerado de Pichao en la base de la Formación Tuy. DUSEMBURY (1956) publica la primera descripción de la unidad. SEIDERS (1965) emplea el nombre para designar todas las capas terciarias de la región de Santa Lucía. BERMÚDEZ (1966) describe la litología de la Formación Tuy, incluye una lista de faunas fósiles típicas de aguas dulces lacustres, y separa el Conglomerado de Pichao de la Formación Tuy. PICARD y PIMENTEL (1968) realizan un estudio detallado de la Formación Tuy. MACSOTAY (1968) describe la fauna de moluscos fósiles de la unidad. Localidad tipo: Según PICARD y PIMENTEL (1968.), la localidad tipo se encuentra en la carretera Petare-Santa Teresa, entre puente Pichao y La Virginia (Hojas Nº 6846 y 6847, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Estos autores designan a su vez, dos secciones de referencia que completan el conjunto litológico de la unidad. El primero se encuentra en el tramo de la carretera puente Pichao-Santa Lucía, donde la meteorización produce un color rojo-violeta característico. La segunda sección se encuentra en la carretera de San Francisco de Yare-Aponte, donde se observa la influencia fluvial en la sedimentación. Extensión geográfica: La Formación Tuy cubre aproximadamente el 70% de la cuenca Santa Lucía-Ocumare del Tuy, en una poligonal con vértices en Santa Lucía, Santa Teresa, Ocumare del Tuy, Cúa, Charallave y Suapire, y en parte al noreste de Santa Teresa (distritos Paz Castillo, Lander y Urdaneta del estado Miranda). Descripción litológica: Según PICARD y PIMENTEL (op. cit.), la Formación Tuy se caracteriza por una intercalación constante y monótona de capas gruesas, generalmente de 1 a 3 metros de espesor de gravas heterogéneas y conglomerados líticos mal consolidados, con matriz limo arcillosa abundante y a veces con cemento calcáreo, intercaladas con arcillas, lutitas y cantidades menores de margas y areniscas. Los cantos son redondeados y sub-redondeados de rocas metamórficas, algunos granos subangulares de rocas de color 1064 verde, más duras y menos esquistosas, y cantos grandes de cuarzo angular y provienen de las formaciones Las Mercedes, Chuspita y Las Brisas hacia el norte de Suapire y Santa Lucía; Rocas de Conoropa, Formación Urape, conglomerado de Charallave, Formación Paracotos y Grupo Villa de Cura en el resto de la cuenca. Las arcillas se presentan en capas menores de 1 m de color crema a rosado y ocasionalmente verdosas, rojo-violeta y abigarradas, frecuentemente calcáreas hasta margosas y contienen escasos fósiles de agua dulce.En algunas capas la estratificación está definida por la laminación de los limos y la intercalación de arenas arcillas y limos de poco, espesor. En la parte norte de la zona, aflora el Miembro Pichao, caracterizado, por conglomerados de peñones de rocas metamórficas cementadas por calcita, de color predominantemente rojo ladrillo y en capas de 2 a 3 m de espesor; algunas capas intercaladas de arcilla conglomerática de color amarillo-crema, completan el conjunto litológico. Los autores establecen que la Formación Tuy representa una sedimentación fluvio-lacustre con tres facies: una facies terrestre, con ambientes de abanicos aluviales piemontinos, cerca de una fuente de levantamiento, formada por conglomerados de peña y cantos que caracteriza al Miembro Pichao. Las facies distales de los abanicos aluviales se interdigitan con una facies lacustre, que abarca el 50% de la formación, la cual se caracteriza por la intercalación de gravas y arcillas en capas gruesas; y una facies fluvial, expuesta en el borde sur de la cuenca con gravas y arcillas guijarrosas, con estratificación cruzada y huellas de erosión y relleno. Indican, los autores, que el ambiente en general, corresponde al de un lago cuyo borde norte se levantaba más rápidamente que el borde sur, con aportes de material grueso de ambas direcciones y acumulación de sedimentos lacustres hacia el centro, caracterizados por arcillas y capas delgadas y laminadas, intercaladas con las acumulaciones de gravas, que provenían principalmente del norte. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), indican un ambiente sedimentario fluvio-lacustre, con un desarrollo sedimentario coeval con los cambios climáticos drásticos que se originaron durante el Plioceno tardío-Pleistoceno. Espesor: PICARD y PIMENTEL (1968), con base a estudios geofísicos, sugieren un espesor del orden de 400 m. Relaciones de campo: La Formación Tuy suprayace discordantemente, en forma angular y paralela, a las rocas metamórficas de la región y a la Formación Siquire (PICARD y PIMENTEL, op. cit.). BECK (1985), considera que parcialmente el contacto con la Formación Siquire es progresivamente transicional, y que la diferencia entre las dos formaciones, se debe a un cambio en los procesos de sedimentación. Este aspecto, en el caso de las discordancias paralelas, puede ser considerado, no así con las discordancias angulares. La Formación Tuy está cubierta discordantemente por terrazas aluvionales levantadas del reciente. Fósiles: BERMÚDEZ (1966) indica que la formación contiene faunas típicas de aguas dulces lacustres con dientes, escamas y espinas de peces, oogonios de Chara y los siguientes ostrácodos, identificados por VAN DEN BOLD: Cyprideis pascagoulensis, Mimnocythere sp, Candona sp., Heterocypris sp. (?), y Darwynulla sp. PICARD y PIMENTEL (1968), mencionan escamas, dientes y placas de peces, impresiones de hojas y 1065 tallos de plantas acuáticas sin determinar, así como escasos gasterópodos pequeños (melanidos). MACSOTAY (1968) los siguientes gasterópodos fósiles Amnicola ernesti, Hydrobia amnicoloides, Strophocheilus ovatus iguapensis. Edad: BERMÚDEZ (1966) de acuerdo a los fósiles descritos, asigna una edad de Mioceno tardío a la Formación Tuy, y MACSOTAY (1968) y PICARD y PIMENTEL (1968), indican una edad probable de Mioceno tardío-Plioceno. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), indican que los sedimentos de la Formación Tuy sugieren un desarrollo coeval con cambios climáticos drásticos durante el Plioceno tardío-Pleistoceno. BECK (1985) con base en la identificación de ostrácodos de la Formación Siquire infrayacente, a la cual asigna una edad Mioceno tardío-Plioceno, sugiere que la Formación Tuy es de edad PliocenoPleistoceno. Correlación: BERMÚDEZ (1966) correlaciona la Formación Tuy, con la Formación Guatire de la región Guarenas-Guatire y con la Formación Cumaca de la hoya del área río Tuy. PICARD y PIMENTEL (1968), indican que la Formación Guatire corresponde a la parte superior de la Formación Tuy. Importancia económica: Las arcillas se explotan para la industria de la alfarería. 1066 U INFORMAL "U", ARENAS (Formación Merecure) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Estado Anzoátegui. HEDBERG et al., (1947) designaron las arenas de la Formación Oficina en su región tipo mediante letras y cifras. En este esquema, las arenas macizas en la base son las arenas "U". El uso persistió hasta 1958 (RENZ et al.,) pero posteriormente, DE SISTO (1959, Fig. 4) transfiere todas las arenas "U", salvo la superior extrema (U-1), a la Formación Merecure, estableciendo así una correlación directa entre las secciones productoras de los campos petrolíferos en las áreas mayores de Oficina y Anaco. Esta modificación es la aceptada actualmente (RENZ et al., 1963). Véanse: OFICINA, FORMACIÓN y MERECURE, FORMACIÓN. VÁLIDO UAIMAPUÉ, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: REID (1972) introduce este término para designar la formación media superior del Grupo Roraima ubicado al sureste de Venezuela, municipio Gran Sabana, estado Bolívar, entre las regiones de Santa Elena de Uairén y Monte Roraima. Localidad tipo: No ha sido seleccionada todavía. Descripción litológica: Secuencia de ftanitas, limolitas y arcosas rojas. Comienza en su base con un conglomerado de 10 m de espesor que grada hacia arriba a una sección arcósica. Las arcosas están bien cementadas y exhiben localmente estratificación cruzada pobrementedesarrollada.Porencimaseencuentran areniscascuarzosas friables con abundante estratificación cruzada. La unidad contiene varias capas de ftanita y jaspe a través de todo su espesor. MARTÍN y BELLIZZIA (1961) identifican los jaspes rojos como tobas vítreas por estar constituidas de partículas de vidrio en forma de Y, media-luna, fibras, filamentos, etc., con vesículas, así como escasos fenocristales corroídos de cuarzo y feldespatos. Algunas de estas capas presentan estratificación cruzada y pueden representar limolitas silicificadas como lo interpreta BELLIZZIA (1957). El afloramiento más resaltante se encuentra ubicado junto a la carretera que va hacia Santa Elena de Uairén en la "quebrada del Jaspe", donde presenta unos 12 m de espesor. Representa depósitos de origen fluvial y de delta de pequeñas dimensiones. 1067 Espesor: REID (1972), en su columna estratigráfica del Grupo Roraima, indica un espesor de 250 metros para la unidad. Relaciones de campo: Suprayace concordantemente a la Formación Cuquenán e infrayace a la Formación Matauí. Edad: Precámbrico. Véase: GRUPO RORAIMA INVÁLIDO UAIRÉN, "FACIES" (Formación Roraima) PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue empleado por SELLIER DE SIVRIEUX (1966) para designar de manera informal a una de dos litofacies que distingue en los conglomerados basales de la Formación Roraima, a base de la composición de los clastos. Actualmente se emplea el nombre más apropiado de Formación Uairén con el cual se denomina la unidad basal del Grupo Roraima. Véase: GRUPO RORAIMA; FORMACIÓN UAIRÉN. VÁLIDO UAIRÉN, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: REID (1972) usa el término para designar la formación basal del Grupo Roraima, que incluyen capas de conglomerado descritas por SELLIER DE CIVRIEUX (1966) como "Facies Uairén". Localidad tipo: No ha sido seleccionada todavía. REID (op. cit.) menciona secciones de referencia para la parte basal de la unidad en el cerro Patrol y en las cercanías de Santa Elena de Uairén, estado Bolívar. Descripción litológica: Esencialmente conglomerados y areniscas de origen fluvial. Su parte basal consiste de conglomerados y capas lenticulares de brecha. Las brechas contienen fragmentos de rocas volcánicas y representan posibles depósitos de talud. La secuencia que suprayace a las brechas son areniscas con estratificación cruzada y conglomerados intraformacionales, los cuales contienen guijarros de cuarzo, cuarcitas y areniscas compactas de menos de 8 cm de diámetro. Lutitas bandeadas con colores azul, 1068 rojo y crema, se intercalan con los conglomerados y areniscas. En la parte superior de la unidad, sobre los conglomerados, se encuentra una secuencia de areniscas con estratificación cruzada de 4-5 m de ancho y 15-20 m de longitud, que contienen lentes de conglomerado y capas de guijarros. El tope de la Formación está definida por una capa de laterita rica en hematita que REID (op. cit.) interpreta como paleosuelo. La unidad es esencialmente de origen fluvial. Espesor: REID (op. cit.) estima un espesor de 850 m en el área de Santa Elena de Uairén. Relaciones de campo: Suprayace discordantemente rocas volcánicas erosionadas y meteorizadas. Infrayace concordantemente a la Formación Cuquenán. La parte inferior de la unidad ha sido intrusionado por sills de diabasa y sus diques satélites. Edad: Precámbrico Véase: GRUPO RORAIMA. VÁLIDO UCHIRE, MIEMBRO MESOZOICO (Cretácico: Senoniense?) Estado Miranda. CAMPOS et al., (1980), proponen este nombre para designar a la secuencia que subyace a la facies Río Orituco, de la Formación Guárico, en el río Uchire y en la quebrada La Soledad, afluente del río Chupaquire descrita por otros autores bajo el nombre de Formación San Antonio. MACSOTAY et al., (1995) la incluyen como miembro de la Formación Mucaria. CAMPOS et al., (op cit.,) designaron como sección tipo, la que aflora en la quebrada La Soledad, afluente del río Chupaquire, estado Miranda. Como secciones de referencia indicaron las aflorantes en el río Uchire, y en una quebrada que tiene sus cabeceras en el caserío Santa Bárbara, afluente del mismo río. CAMPOS et al., (1980) describen la unidad en la quebrada La Soledad de la siguiente manera: la parte inferior de la formación la componen esencialmente "paquetes de chert gris claro, con estratos individuales, que raramente pasan de los 30 cm de espesor, algunas veces calcáreos; estos paquetes de ftanita pasan rápidamente a lutitas silíceas, duras, físiles, de tonos verdosos y grises claros y comúnmente meteorizando a tonos rojizos. Estas lutitas se interestratifican con capas de ftanita y son del tipo lajoso. En la parte media inferior de la sección, se notan indicios de deslizamientos submarinos contemporáneos con la sedimentación, al aparecer interestratificados con capas de conglomerados con bloques de arenisca (muy similares a capas de peñones en depósitos gravitacionales). En este mismo intervalo, se observa la influencia esporádica de corrientes de turbidez, al aparecer capas de areniscas cuarcíticas, piríticas y gradadas. Esta implicación de inestabilidad aparentemente es esporádica, debido a la presencia de intercalaciones de capas de sedimentación lenta, 1069 como son las ftanitas. Las condiciones euxínicas de la sedimentación están patentes, por el contenido pirítico de la secuencia. En la parte media superior de la secuencia, aparece como litología característica un "bandeado" rítmico de arenisca-lutita, el cual consiste en la interlaminación, generalmente no mayor de 1 cm de arenisca fina cuarzosa, muy compacta y comúnmente pirítica, con lutitas negras, micáceas, comúnmente físiles y duras. Este "bandeado" generalmente está muy deformado con frecuente plegamiento isoclinal y desarrollo de una esquistosidad axial, dando el aspecto de rocas metamórficas. Generalmente las areniscas están anastomosadas, formando especies de lentes dentro de las lutitas; es posible que esto se deba al estiramiento producido por deslizamientos gravitacionales. Aquí en esta parte de la sección son menos ocasionales las capas de ftanita y los estratos de areniscas no alcanzan más de 8 cm de espesor. En la parte superior de la secuencia, el bandeamiento lutita-arenisca es más conspicuo y las capas de ftanita son ocasionales; a medida que se sube en la sección, las capas de areniscas finas se hacen más espesas y continuas hasta que se pasa definitivamente a la secuencia característica de la facies Río Orituco de la Formación Guárico. En la sección de la quebrada que tiene sus cabeceras en el caserío Santa Bárbara y es afluente del río Uchire, los mismos autores describen la presencia de intervalos de conglomerados poligenéticos, los cuales se interpretan como producidos por corrientes de turbidez y deslizamientos submarinos de masas exóticas. MACSOTAY et al., (op. cit.), describen la unidad como una alternancia decimétrica de litoareniscas con estructuras de contornitas. CAMPOS et al., (1980) observaron en la quebrada La Soledad, en un intervalo representado por pequeños corrimientos donde se repite un contacto concordante y gradacional entre la Formación Uchire y la facies Río Orituco de la Formación Guárico (BECK, 1977). Sus otros contactos son tectónicos. CAMPOS et al., (1980) estiman un espesor de 600 m para la unidad. A pesar de la ausencia de fauna diagnóstica, CAMPOS et al., (1980) le asignan una edad Cretácico tardío (Turoniense-Cenomaniense?) por semejanza litológica e igual posición estratigráfica con una sección subyacente al flysch Río Orituco de la Formación Guárico (BECK, 1977). Sin embargo, MACSOTAY et al., (op. cit.), la incluyen en la parte basal de la Formación Mucaria, considerada por ellos del Senoniense-Paleoceno temprano y por ello el Miembro Uchire estaría restringido a la parte inferior del Senoniense. Para CAMPOS et al., (op. cit.), equivale totalmente a la secuencia descrita por BECK (op. cit.), en el río Orituco, subyacente al flysch; y tal vez, en parte, a la Formación San Antonio de autores más antiguos. VÁLIDO UCHIRITO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Anzoátegui. 1070 Referencias: Esta unidad fue nombrada inicialmente por HEDBERG y PYRE (1944) como miembro basal de la Formación Santa Inés. Cuando esta formación fue elevada a la categoría de grupo (HEDBERG, 1950-a), los antiguos miembros Uchirito y Capaya adquirieron el rango de "lengua o formación". La mayoría de los autores han considerado ambas unidades como formaciones, aunque sus cuadros de correlación muestran lo lógico de considerarlas como lenguas de la FormaciónCapiricual. La Formación Orégano de HEDBERG (1950-a) se considera hoy como sinónimo inválido parcial de la Formación Uchirito. Localidad tipo: La llamada fila de Uchirito, entre Boca Tigre y cerro Potrerito, al sur de Capaya, en Anzoátegui nororiental. Extensión geográfica: La Formación Uchirito tiene una extensión muy limitada, debido a cambios laterales de facies, en el pie de montañas de Anzoátegui nororiental. Descripción litológica: Conglomerado de guijarros de ftanita y cuarcita y areniscas con cemento calcáreo, que forman lomas alargadas; lutitas arenosas y limolíticas separan a las capas más resistentes. La formación se hace menos conglomerática hacia el este. Espesor: 1372 m en la quebrada Carapita, aumentando de espesor hacia el oeste y adelgazando hacia el este, por transición diacrónica con las lutitas de la Formación Carapita. Relaciones de campo: La base y el tope de la unidad están en contacto transicional con las formaciones Carapita y Quiamare, respectivamente. Su límite occidental es un truncamiento arbitrario que coincide con la desaparición por acuñamiento de las lutitas de la Formación Carapita; más allá de esta línea las formaciones, o lenguas, Uchirito y Capaya se confunden con la Formación Capiricual. Fósiles: Las capas lutíticas contienen foraminíferos de aguas salobres o marinas someras, pero no se han publicado descripciones detalladas. Edad: Mioceno temprano. Correlación: La Formación Uchirito se correlaciona, por transición lateral directa, con las partes superior de la Formación Capiricual e inferior de la Formación Quiamare hacia el oeste y con la porción general de la Formación Carapita hacia el este. VÁLIDO UIPANA, FORMACIÓN MESOZOICO (Jurásico?) Colombia. 1071 Referencias: El término Formación Uipana fue introducido por RENZ (1960), para designar la unidad superior del Grupo Cojoro. ROLLINS (1965) y GEYER (1973) aceptaron dicha unidad, aunque con discrepancias respecto al ambiente sedimentario. MOJICA y DORADO (1987) citaron la formación en su resumen del desarrollo del Jurásico, en la península de La Guajira. Localidad tipo: Cresta del cerro Uipana, en la parte sureste de la península de La Guajira. El cerro Uipana (o Uitpana) ubicado en territorio colombiano, está situado a unos 11 km al noreste de la población fronteriza venezolana de Cojoro, en la costa oeste del golfo de Venezuela. Extensión geográfica: La formación aflora en la serranía de Cojoro y en el flanco sur de la serranía de Cocinas. En el lado venezolano, aflora en pequeñas elevaciones en la llanura entre la frontera y la costa del golfo. Descripción litológica: RENZ (op. cit.) describe la litología de la formación como "... areniscas gruesamente estratificadas, de grano medio a grueso y color gris claro, con vetillas de guijarros y capas de conglomerados". Los conglomerados contienen guijarros de cuarzo rosado de 1 a 2 cm de diámetro. Las areniscas muestran estratificación cruzada. RENZ (op. cit.) interpreta a la Formación Uipana, como representativa de un ambiente lagunal o terrestre, correspondiente a la fase regresiva del ciclo sedimentario. Por otra parte, ROLLINS (op. cit.) la considera depositada en un ambiente de playas marinas. Espesor: El espesor de la Formación Uipana es de más de 550 m. Relaciones de campo: Según RENZ (op. cit.), la Formación Uipana yace concordantemente sobre la Formación Rancho Grande, sin embargo, ROLLINS (1965) considera el contacto discordante en base a la presencia de guijarros de las calizas de Rancho Grande, en los conglomerados de la base de la formación. En el tope, la Formación Uipana yace bajo la Formación Palanz, del Cretácico. Fósiles: RENZ (op. cit.), menciona restos de plantas y un tronco árbol silicificado, de 2 m de largo. Edad: Por su posición estratigráfica respecto a la Formación Rancho Grande infrayacente, se le ha asignado una probable edad Jurásico a la Formación Uipana (MOJICA y DORADO, 1987). Correlación: Según GEYER (1973 y 1977), la Formación Uipana correlaciona con la parte superior del Grupo Cocinas (Formación Cuisa). INVÁLIDO UNARE, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Mioceno) 1072 Estado Anzoátegui. TAYLOR (1962, cuadro de correlación) introduce este nombre como miembro de la Formación Oficina. Nunca ha sido definido, ni se utilizó en el texto del artículo, por lo cual se considera inválido. INFORMAL UNTURÁN, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Amazonas. ASCANIO y SCHERER (1989) introducen el término Formación Unturán, para designar a las areniscas continentales metamorfizadas más antiguas que el Grupo Roraima, identificadas en el valle del río Maraca, cubriendo una extensión de 11000 km2. Aunque la descripción de la unidad es bastante completa, se incluye como informal, hasta disponer de mayor información. ASCANIO y SCHERER (op. cit.) designan como sección tipo, la que aflora al sur del helipuerto y campamento de Unturán, al suroeste de la sierra del mismo nombre, hasta el río Siapa, afluente del Casiquiare, en el extremo sur del Amazonas, (Hoja Nº 7120, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). La formación está constituida por una secuencia monótona de capas de arenisca blanca, de grano muy fino a fino, localmente mediano, bien escogidas, redondeadas y de aspecto sacaroideo. Están bien cementadas y localmente recristalizadas, presentando numerosas vetas de cuarzo lechoso y cuarzo policristalino o ftanita blanca. Localmente, presenta manchas de óxido de cobre y raramente de óxido de hierro. Meteorizan con color gris oscuro. En la sección tipo, la formación tiene unos 300 m de espesor. Las areniscas de la Formación Unturán parecen corresponder a un ambiente continental. El proceso de cementación y cristalización, ha borrado los indicios de la estratificación. La Formación Untarán yace discordante sobre el Complejo Granítico Amazónico, en el valle del Maraca y encima de las rocas volcánicas y plutónicas del Grupo Cuchivero, en la Serranía de Untarán. El contacto superior, supuestamente con el Grupo Roraima, no ha sido definido. No se han encontrado fósiles. Según ASCANIO y SCHERER (op. cit.), la Formación Unturán puede tener una edad comprendida entre los 600 y 1900 Ma., con base a su posición estratigráfica sobre el Grupo Cuchivero (1900 Ma) y bajo el Grupo Roraima (1600-600 Ma). No se ha establecido aún la correlación con otras unidades. VÁLIDO UQUIRE, FORMACIÓN MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Estado Sucre. 1073 Referencias: Este nombre fue empleado por GONZALEZ DE JUANA et al. (1962) para designar metasedimentos expuestos en la península de Paria, estado Sucre. Localidad tipo: Península de Paria, en punta San Francisco y la quebrada San Francisco, en la ensenada de Uquire, estado Sucre. Extensión geográfica: Parte nororiental del distrito Arismendi del estado Sucre. Descripción litológica: Cuarcitas grafitosas que meteorizan en gris negruzco y esquistos grafitosos piríticos, con una intercalación intermedia de cuarcitas micáceas blanquecinas, muy duras, que meteorizan en colores crema. Espesor: 1600 metros en la sección tipo. Relaciones de campo: En su base la unidad está cubierta por el mar; su tope es concordante y transicional con la Formación Macuro, suprayacente. Fósiles: La formación carece de fósiles. Edad: Triásico-Jurásico, a base de su posición estratigráfica. Correlación: Probablemente corresponda a la parte inferior de la Formación Maracas de Trinidad. INVÁLIDO URACÁ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Táchira. KEHRER (1956) introduce este término sin otra definición ni descripción, que la de ser una unidadmarina en Los Andes, correlativa con las formaciones La Rosa y Palmar. VÁLIDO URAMA, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Estado Yaracuy. Referencias: LIDDLE (1928) publica originalmente el término "capas de Urama", y posteriormente (1946) las considera como unidad estratigráfica formal y señala como localidad tipo en el río Urama. LAFOREST (1956,) reseña los detalles conocidos hasta el momento sobre la unidad. GONZÁLEZ S. (1968) la describió en mayor detalle con rango formacional. 1074 Localidad tipo: Según GONZÁLEZ S., (1968) en la sección citada por LIDDLE (1946) no aflora la Formación Urama sino sedimentos de la Formación Maporita. Se designa como sección tipo para la unidad, las colinas aisladas de baja altura al norte de la carretera Morón-San Felipe. Extensión geográfica: Carretera Morón-San Felipe entre la población de Morón y las inmediaciones del río Tarra, estado Yaracuy. Descripción litológica: GONZALEZ S.(op. cit.) la describe como una secuencia tipo "flysch" de lutita-arenisca, las lutitas son de colores gris oscuro a negro que meteorizan pardo claro, piríticas, a veces limolíticas y con foraminíferos arenáceos que exhiben fractura en lápices, calizas fosilíferas (Lepidocyclina) macizas, de color gris claro a gris oscuro; capas de arenisca cuarzosa con pirita de espesores que varían de pocos centímetros hasta 2 m, intercaladas con las lutitas y un nivel de conglomerado de cuarzo, de grano grueso, redondeado a subredondeado y cemento silíceo. La litología representa sedimentos marinos de una cuenca pre-orogénica situada en el flanco norte de la actual cordillera de La Costa. Espesor: Es difícil estimar el espesor total, por las complicaciones tectónicas y la ausencia de afloramientos en la carretera Morón-San Felipe, donde la sección expuesta es de 80 m. Relaciones de campo: La formación está en contacto de falla con el grupo Caracas infrayacente, e infrayace discordantemente a la Formación Maporita del Mio-Plioceno. Fósiles: LIDDLE (1928) menciona Orthophragmina sp., (hoy Discocyclina) en las calizas de la unidad. BERMÚDEZ (fide GONZALEZ S., 1968) reconoce Lepidocyclina (Polylepidina) cf. antillea, L. cf. trinitatis, Globorotalia cf. cerroazulensis, etc., junto con abundantes espinas de equinoides, algas calcáreas y restos de macrofósiles. Edad: Eoceno tardío, con base a su fauna. Correlación: No se ha establecido correlación con otras unidades. Véase: MAPORITA, FORMACIÓN VÁLIDO URAPE, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico) Estado Miranda. Referencias: El término fue introducido por SEIDERS (1965), para designar un conjunto de rocas formado por filitas, metaareniscas, metaconglomerados, mármol y ftanita, expuestos al noreste de Caucagua, estado Miranda; así mismo la ubica dentro de sus 1075 "Formaciones post-Grupo Caracas". ASUAJE (1972) extiende su cartografía hacia el este, mientras que URBANI (1973, 1982) resume su contenido de fósiles. Localidad tipo: Se ubica en la quebrada Urape, a unos 9 km al noreste de Caucagua, estado Miranda. (Hoja Nº 6947, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Los afloramientos forman una faja de unos 21 km de largo por 2 a 6 de ancho, desde Caucagua hasta Santa Lucía, estado Miranda. Además de la localidad tipo, la unidad presenta buenos afloramientos en el río Merecure, a unos 3 km al norte de Caucagua, y en la quebrada Siquire cerca de Santa Lucía. Descripción litológica: Según SEIDERS (1965) esta formación se compone de filita no calcárea (60%), metaarenisca (25%), metaconglomerado lítico (5%), y cantidades menores de mármol dolomítico, rocas metavolcánicas máficas y metaftanita. La filita es de color gris oscuro a negro, no calcárea, localmente limolítica y arenosa. Sus componentes minerales son sericita y clorita, en una matriz cuarzo-feldespática de grano muy fino. La metaarenisca es de grano fino a medio, conteniendo cuarzo, metaftanita, fragmentos volcánicos y de otras rocas metamórficas. Presentan buen escogimiento y los granos van de angulares a redondeados. El metaconglomerado está formado por guijarros bien redondeados a angulares, de 5 hasta 25 cm de fragmentos de metaftanita gris a negra, rocas volcánicas, metaarenisca, cuarcita y esquisto grafitoso. El mármol es negro, en capas individuales de 2 a 20 cm, formando secuencias de 1 a 3 m de espesor, tiene una matriz finamente cristalina o litográfica, con parches irregulares de calcita, que pueden corresponder a conchas recristalizadas de foraminíferos. Las rocas predominantes de esta formación son de color gris oscuro a negro, debido a un alto contenido de materia orgánica en el sedimento original, sugerente de un ambiente de aguas marinas relativamente profundas con bajo contenido de oxígeno. Esto, junto a la fauna encontrada, permite interpretar que esta formación se sedimentó en un ambiente pelágico. Las rocas psamíticas pueden corresponder a flujos de turbidez. Espesor: El espesor máximo de la formación se ha estimado en unos 1200 m. Relaciones de campo: Según SEIDERS (1965) el contacto con la Formación Chuspita, no está bien definido y con la Formación Muruguata lo interpreta como concordante. Fósiles: SELLIER DE CIVRIEUX (en MACKENZIE, 1966) identifica, en calizas negras ubicadas en la quebrada Caldereta, a 23 km de Caucagua en la carretera hacia Guatire, los siguientes fósiles: radiolarios: Spumellaria y Cenosphaera sp., y foraminíferos: Hedbergella cretácea, Globigerina sp., Bulimina sp. cf. B. prolixa y Dentalina? Según URBANI (1973, 1982) quien se basa en el mapa geológico de ASUAJE (1972), esta localidad cae dentro del área de afloramientos de la formación Urape. La localidad fosilífera de DUSENBURY y WOLCOTT (1949) en la quebrada Yaguapa, revisada por URBANI y FURRER (1977), según el mapa de ASUAJE (1972) también corresponde al área de afloramientos de esta formación y contiene una fauna mal 1076 preservada de radiolarios y posibles fragmentos de equinoides, no diagnósticos de edad, pero que indican un ambiente de aguas de mar abierto y relativamente profundas. Edad: SELLIER DE CIVRIEUX le asigna una edad Cretácico tardío a la fauna por él determinada, sin embargo SEIDERS (1965) considera dudosa dicha determinación, debido a la amplia extensión estratigráfica de los géneros identificados. BENJAMINI et al. (1986a, 1986b) consideran la edad Cretácico tardío. Según NAVARRO et al. (1988) esta unidad (junto a otras similares) podría abarcar desde el Jurásico tardío hasta el Paleoceno. Correlación: No está bien establecida. Véanse: POST-GRUPO CARACAS, FORMACIONES VÁLIDO URDANETA, MIEMBRO (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Zulia. Este miembro es una de las subdivisiones de la Formación Lagunillas, propuestas por SZENK (1959) en el centro del lago de Maracaibo. Corresponde a la parte inferior del Miembro Bachaquero, de SUTTON (1946). El miembro se caracteriza por su elevado contenido de arcillas abigarradas, y la naturaleza no gradacional de sus areniscas. Véase: LAGUNILLAS, FORMACIÓN. INVÁLIDO URIBANTE, FORMACIÓN, GRUPO MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. Este nombre, introducido originalmente por SIEVERS (1888), fue empleado antiguamente para designar las capas inferiores, principalmente clásticas, de la secuencia cretácica en Venezuela occidental. El término era aproximadamente sinónimo de la Formación Tomón, y, como éste, cayó en desuso al imponerse una subdivisión más precisa del Cretácico. PIERCE (1960) revive el término en la cuenca de Barinas para designar todos los sedimentos cretácicos, compuestos principalmente por areniscas y conglomerados, infrayacentes a la Formación Navay. KISER (1961), al comentar el trabajo de PIERCE, recomienda descartar el nombre de Formación Uribante. GAENSLEN (1962) en comentarios adicionales, señala que en Barinas, el "Grupo" Uribante corrientemente es susceptible de división en las formaciones Río Negro, Apón, Aguardiente y Escandalosa, por lo cual el término es innecesario. Merece destacarse, sin embargo, que en Colombia 1077 oriental se mantiene aún el uso introducido por NOTESTEIN et al. (1944), o sea, la división de la Formación Uribante en los miembros Tibú, Mercedes y Aguardiente. INVÁLIDO URICA, "MIOCENO DE MOLUSCOS" DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. Este término inadecuado fue incluido en una columna estratigráfica de Venezuela oriental por ILLING y KUGLER (1938), sin otra especificación. INFORMAL URIMACO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Táchira-Colombia. Esta formación fue descrita en detalle por VAN HOUTEN y JAMES (1984), como parte superior del Grupo Guayabo. No se menciona localidad tipo. Consiste de una secuencia espesa de conglomerados cuarzosos y con intercalaciones de areniscas de canales de grano grueso, seguida por una secuencia de lodolitas moteadas. Ocurren además, delgadas capas de oolitos y horizontes ligníticos de poco espesor. Al episodio de máxima progradación del delta del Guayabo se refleja en esta formación, y se observa un aumento en la tasa de levantamiento de la provincia distributiva y un aumento en la sedimentación en la región subsidente del lago de Maracaibo. El espesor varía entre 450 a 1085 m. Se puede observar en los alrededores de Cúcuta (Colombia) y en la parte sureste del lago de Maracaibo. Suprayace a la Formación Cornejo, y está recubierta en la parte superior, por sedimentos del Plio-Pleistoceno. No se mencionan fósiles. Con Base a sus relaciones estratigráficas se asigna al Mioceno tardío. VÁLIDO URUMACO, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Estado Falcón. Referencias: La referencia original se encuentra en GARNER (1926), quien se limita a mencionar la formación con una escueta descripción de la litología y asignación de edad. WILLISTON y NICHOLS (1928) amplían la descripción de la unidad (bajo el nombre de Caliza Damsite), mencionando una subdivisión en tres miembros: Urumaco inferior, medio y superior. Varios autores, notablemente LIDDLE (1928, 1946) no utilizan el nombre de 1078 Urumaco para esta unidad, considerándola parte de la Formación Caujarao. CHAPPELL (en LEV,1956) describe la unidad con el nombre de Formación Urumaco y sus miembros informales componentes y, por primera vez, menciona la presencia de restos de vertebrados, reptiles y mamíferos, en la parte superior de la formación. La literatura posterior se refiere a estudios específicos de restos de vertebrados: ROYO y GÓMEZ (1960), PASCUAL y DÍAZ DE GAMERO (1969), SILL (1970), WOOD y DIAZ DE GAMERO (1971), WOOD y PATTERSON (1973), WOOD (1976), MEDINA (1976), MONES (1980), WOOD (1980), BOCQUENTIN y BUFFETAUT (1981), BOCQUENTIN (1984a y b), LUNDBERG et al. (1988).DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989) tratan la estratigrafía, sedimentología y fauna de vertebrados fósiles de la formación. AGUILERA (1993) estudia la ictiofauna fósil. HAMBALEK et al. (1994) presentan un estudio palinoestratigráfico de la unidad. Localidad tipo: Al sur y norte de la población de Urumaco, a unos pocos kilómetros al oeste de la misma, distrito Democracia, estado Falcón. (Hoja Nº 6149, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Urumaco se reconoce entre los ríos Zazárida y Lagarto, al oeste y el río Mitare, al este, en el noroeste de Falcón. Descripción litológica: Según DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989), la sección tipo se compone de la siguiente secuencia litológica: Miembro inferior lutítico-limoso: El litotipo más abundante es el de las lutitas, de las cuales se presentan dos tipos, que ocurren igualmente en toda la formación. Las más comunes y de mayores espesores individuales son de color gris, macizas, de fractura concoidea, muy escasamente microfosilíferas, a veces limolíticas y ocasionalmente portadoras de madera fósil. Las segundas son de color marrón, laminadas, extremadamente ricas en material vegetal finamente fragmentado, a veces carbonosas. Ambos tipos tienenconcreciones, costras ferruginosas y ocasionales madrigueras y se intercalan entre sí o con delgados espesores de areniscas o niveles ferruginosos. Las limolitas son muy bioturbadas, con concreciones ferruginosas y madrigueras, observándose ocasionalmente laminación paralela. Forman paquetes intercalándose con areniscas y lutitas y sus contactos son transicionales o abruptos con costras ferruginosas. Las areniscas son de espesor variable, desde unos centímetros hasta 5 a 6 m. Son masivas, micáceas, fiables, con abundante bioturbación y madrigueras, concreciones ferruginosas y costras de oxidación en el tope de las capas. Hay escasos horizontes calcáreos, compuestos de areniscas calcáreas friables a calizas coquinoides bien consolidadas, generalmente bioturbadas y a veces con madrigueras. Miembro medio lutítico-arenoso-calcáreo:las lutitas son semejantes a las del miembro inferior. Las de color gris son microfosilíferas, con mayor contenido carbonoso que las correspondientes del miembro anterior, concentrado en delgados niveles o lentes. Las lutitas marrones son relativamente más abundantes, portadoras de restos de vertebrados variados: reptiles, mamíferos y peces, así como coprolitos y madera. A veces gradan hacia 1079 arriba a limolitas, intensamente bioturbadas con enrejados talasinoides. Las calizas varían entre 0,5 y 4 m de espesor, excepcionalmente hasta 6 m. Varían de areniscas conchíferas hasta calizas coquinoides consolidadas, arenosas y son muy numerosas en la mitad inferior de este miembro. Contienen una abundante y medianamente variada fauna de moluscos en matriz arenosa, fragmentados y con variedad de tamaños. Hacia la parte superior del miembro, las calizas son más arenosas, menos abundantes y más delgadas.Las areniscas hacia la parte inferior del miembro, son de grano fino a medio, friables, masivas, en espesores de 2 a 10 m, de contacto basal erosivo, a veces con material conglomerático y clastos de arcilla en la base y costra de oxidación en el tope. Miembro superior lutítico-arenoso: Las lutitas son más abundantes hacia la parte superior, generalmente de color gris, frecuentemente limosas, intercaladas condelgadas areniscas con costras de oxidación y niveles carbonosos. Las lutitas marrones, portadoras de vertebrados, son más escasas y delgadas, hasta 0,3 m, eneste miembro.Las limolitas, tanto arenosas como arcillosas tienen espesor promedio de 2 m, a veces en paquetes hasta de 6 m, intercaladas con areniscas y horizontes ferruginosos; sus contactos inferiores suelen ser transicionales y los superiores, abruptos. Las areniscas en la parte inferior son friables, de grano fino a medio, con espesores promedios de 3 a 7 m,o laminares en capas de pocos centímetros entre lutitas y limolitas, a veces calcáreas y conchíferas; estratificación cruzada y festones a pequeña escala, estratificación flaser; rizaduras en el tope y laminación convoluta hacia la base. Casi en el tope de la formación hay varios niveles importantes portadores de vertebrados, en una variedad de litologías: lutitas marrones y grises, limolitas arenosas y areniscas de grano fino, localmente conchíferas, con costras de oxidación. De esta última hay una capa delgada con abundantes madrigueras verticales y numerosísimos restos de tortugas, llamada en la literatura "capa de tortugas". Según DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989), la sedimentación de la Formación Urumaco se ubica dentro de un complejo de ambientes marginales y próximo costeros, con desarrollo de amplias lagunas y bahías semiprotegidas por barreras litorales, en un régimen principalmente transgresivo. La abundancia de materia orgánica vegetal y la composición de los conjuntos de vertebrados, indican la presencia de cubierta vegetal selvática, en un clima húmedo tropical. Dentro de este marco ambiental, la sedimentación del miembro medio de la formación indica una reducción en el aporte de sedimentos respecto al miembro inferior, mientras que el miembro superior es de carácter regresivo, con un aumento en el aporte de sedimentos y el desarrollo de una llanura fluvial en el sector occidental del área. Durante la sedimentación de la Formación Urumaco se produjo un equilibrio entre el ascenso relativo del nivel del mar, producto del ascenso eustático y la subsidencia local, y el suministro de sedimentos, de manera que se preservaron las secuencias de detrás de las barreras litorales, sin que se produjera una invasión marina en el área. Según HAMBALEK et al. (1994), en el estudio de la unidad en la quebrada El Paují, en la sedimentación de la Formación Urumaco predominaron los ambientes próximo-costeros, 1080 con tasas de sedimentación relativamente bajas. A lo largo de toda la formación están representados depósitos de barreras litorales arenosas y/o calcáreas, lagunas litorales salobres, marismas, llanuras de mareas y, en menor grado llanuras costeras con depósitos paludales de agua dulce. A lo largo de toda la unidad hay numerosos episodios de exposición subaérea. Hacia el tope, se presentan condiciones más marinas, con zonas submareales probablemente asociadas a bahías interdistributarias o ambientes lagunares cercanos a los canales de marea.La fauna fósil de vertebrados dulceacuícolas está estrechamente relacionada con la provincia faunal del río Orinoco actual, incluyendo algunas formas que son endémicas de dicha provincia. Espesor: Según DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989), el espesor de la sección tipo varía entre 1700 y 2000 m, de acuerdo a la selección de los contactos. Disminuye de espesor tanto al oeste, donde la intensa deformación impide obtener espesores confiables, como al este donde alcanza 1045 m en la quebrada El Paují. HAMBALEK et al. (1994) mencionan un espesor de 1432 m en la quebrada El Paují (parte oriental del surco de Urumaco). Relaciones de campo: La Formación Urumaco descansa concordante y transicionalmente sobre la Formación Socorro. En la sección tipo, DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989) definen el contacto inferior en el tope de una potente arenisca con Ophiomorpha nodosa que infrayace a la primera caliza coquinoide típica de la Formación Urumaco y que es seguida por areniscas de reducido espesor individual. La primera aparición de calizas sirve para definir el límite inferior de la formación al oeste de la sección tipo, probablemente en niveles más jóvenes. Al este, donde la Formación Socorro tiene calizas en su parte superior, el contacto entre ambas es difícil de definir sin y, según DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989), se coloca en la base de la primera caliza de ostras de gran extensión lateral y buena expresión topográfica. El contacto superior, con la Formación Codore es también concordante y transicional. De acuerdo a DÍAZ DE CAMERO y LINARES (1989), en la sección tipo y hacia el oeste de la misma, se define el contacto por el marcado cambio en el color de las lutitas y limolitas de gris o marrón en la Formación Urumaco a rojizo abigarrado en la Formación Codore. Entre el río Urumaco y la quebrada El Paul, el contacto se coloca en el tope de la última capa conchífera (de Anadara). Al este de la quebrada El Paují, el contacto se establece en la base de la primera arenisca conglomerática, típica de la Formación Codore en esta región, posiblemente en niveles más antiguos que en la sección tipo. Fósiles: Las calizas coquinoides y areniscas conchíferas de la formación contienen numerosas conchas de moluscos, principalmente bivalvos. DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989) citan Chama bergandensis, Chama sp., Argopecten venezuelanus, Lirophora mactropsis, Anadara sp., Pecten sp., Pecten codorensis, Crassostrea cahobasensis, Crassostrea virginica falconensis, Anomia peruviana gabbi, Turritella altilira, Turritella abrupta. La Formación Urumaco es pobremente microfosilífera, con foraminíferos bénticos arenáceos y escasos calcáreos, típicos de aguas salobres. En el miembro medio se 1081 encuentran, en ciertos niveles, conjuntos de foraminíferos bénticos más variados, con raros planctónicos,indicativos de ambientes marinos muy someros. HAMBALEK et al., (1994) mencionan la presencia de los siguientes palinomorfos: Echitricolporites spinosus, Fenestrites spinosus, Proxapertites tertiaria, Bombacacidites baculatus, Multimarginites vanderhammeni, Psilaperiporites minimus. El interés paleontológico principal de la formación reside en su contenido de vertebrados fósiles, documentado a través de varias publicaciones que se inician con ROYO y GÓMEZ (1960), quien recolecta gran cantidad de material y presenta una nota preliminar en dicha publicación. Menciona la presencia de peces: lámnidos, prístidos, milobátidos, silúridos, teleósteos; reptiles: dos formas de tortugas palustres, cocodrilos gavialoides, dientes de diferentes tipos de cocodrilos,vértebras y placas; mamíferos: toxodóntido, megaloníquido, vértebras y huesos largos. Del estudio de este material, se derivan las siguientes publicaciones: PASCUAL y DÍAZ DE GAMERO (1969), con la descripción de un roedor; SILL (1970), con la de un gaviálido; MONES (1980) con el reconocimiento de un roedor neopiblémido. En 1970, el Museo de Anatomía Comparada de la Universidad de Harvard (U.S.A.) efectúa una extensa recolección en la Formación Urumaco, de la cual se hace reseña en las siguientes publicaciones: WOOD y DÍAZ DE GAMERO (1971), WOOD y PATTERSON (1973), WOOD (1976, 1980), sobre diversos tipos de tortugas; MEDINA (1976), sobre un cocodrilo. Recolecciones posteriores se reseñan en las publicaciones de BOCQUENTIN y BUFFETEAU (1981) y BOCQUENTIN (1984 a) sobre cocodrilos gaviálidos y netosúquidos, respectivamente y BOCQUENTIN (1984 b) sobre un edentado prepotérido; LUNDBERG, et al.(1988), sobre un pez siluriforme y DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989), con una relación preliminar de la fauna de vertebrados recolectada en toda la formación. AGUILERA (1993) registra la presencia, en la Formación Urumaco, de peces fósiles provenientes de diversos ambientes: Phractocephalus hemiliopterus (bagre cajaro) y Pseudodoras cf.P. niger (bagre sierra), de ambientes fluviales; Arius cf. A. proops, A. cf. A.sagor, A. cf. A. herzbergii y A. cf. A. quadriscutis, de ambientes estuarino-marinos; Procarcharodon megalodon, Hemipristis serra, Negaprion eurybathrodon, Carcharhinus egertoni, Sphyrna aranbourgii, Pristis cf. P. pectinata, Dasyatis cf. D. centroura y Aetobatus arcuatus, marinos. Edad: Según DÍAZ DE GAMERO y LINARES (1989) la edad de la Formación Urumaco es Mioceno tardío, Zona de Neogloboquadrina humerosa. Los mamíferos presentes indican una edad continental comprendida entre los pisos Chasiquense y Huayqueriense, tambiéndel Mioceno tardío. HAMBALEK et al. (1994) reconoce la Zona de Echitricolporites spinosus (Mioceno tardío) en base a la palinología. Correlación: La Formación Urumaco se considera equivalente a la Formación Caujarao, aunque algunos informes inéditos indican que la Formación Caujarao corresponde tan solo al miembro medio de la Formación Urumaco (DÍAZ DE GAMERO y LINARES, 1989). 1082 INVÁLIDO URUMALES, FORMACION MESOZOICO (Cretácico) Estado Táchira. LIDDLE (1946) emplea este nombre para designar capas del Cretácico en Táchira, que habían sido descritas previamente por KEHRER (1937-a, b) como representativas de las areniscas de Tomón, las calizas de Cogollo y la Formación La Luna, en discordancia sobre la Formación La Quinta. Según LIDDLE, (op. cit.) estos sedimentos constituyen una facies costanera de la Formación La Luna, pero la interpretación de KEHRER parece ofrecer mayor validez. LIDDLE (1946) se refiere también a la Formación (o arenisca de) Urumales en el subsuelo del campo de Temblador en Venezuela oriental. El término es inválido debido a su prolongado desuso y a la subdivisión posterior más precisa de las unidades cretácicas. INVÁLIDO "USUPAMO", BATOLITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KOROL (1965) designa con este nombre (versión errónea de "Supamo"), al granito biotítico de "aspecto" plutónico expuesto extensamente entre el río Supamo y las cabeceras de los ríos Yuruari y Yama, al este de la altiplanicie de Nuria, y en las sabanas entre Tumeremo y El Dorado, estado Bolívar. El cuerpo es intrusivo en los gneises biotíticos del basamento y en la Formación Río Yama del mismo autor. MENÉNDEZ (1968) señala que el término "Batolito de Usupamo", en el sentido que dio KOROL (1965), incluye todas lasrocas ígneas ácidas jóvenes, estén o no relacionadas entre sí y aún sin continuidad entre ellas, y emplea el nombre Complejo de Supamo para remplazar éste y otros nombres que designan cuerpos intrusivos cuarzo-feldespáticos en diferentes localidades. Sin embargo, se considera que el término "batolito de Usupamo" es inválido en la localidad de su descripción original, y en general, por haber caído en desuso. VÁLIDO UVIGERINA GALLOWAYI BASICORDATA, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta es la inferior de dos subdivisiones de la Zona de Robulus wallacei, establecida por RENZ (1948) en el Grupo Agua Salada, estado Falcón. Véase: ROBULUS WALLACEI, ZONA DE. 1083 INVÁLIDO UVIGERINA-NONION, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Falcón. HEDBERG y PYRE (1944) describen esta zona en su "Miembro Tinajitas" (equivalente a las formaciones Los Jabillos y Areo de uso actual), como "un conjuntocaracterístico aunque escaso de foraminíferos pequeños, caracterizados por Nonion sp., y una Uvigerina del tipo cocoaensis". El término es inválido por su definición inadecuada y su reemplazo posterior por zonaciones planctónicas. VÁLIDO "UVIGERINELLA" SPARSICOSTATA, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Estado Falcón. En su estudio del Grupo Agua Salada de Falcón, RENZ (1948) establece esta zona para incluir la parte basal del grupo y también la parte superior de la Formación Guacharaca, infrayacente. RENZ (op. cit.), señala que son muy pocas las especies de foraminíferos restringidas a la zona, pero la presencia de "Uvigerinella" sparsicostata y Siphogenerinasmithi) es típica. (Según LAMB, 1964, estas dos especies son sinónimas). RENZ (op. cit.), divide la zona en las subzonas de Bolivina alazanensis (inferior) y Ammobaculites cf. strathearnensis (superior), pero no especifica la diferenciación entre ambas. En estudios posteriores del Grupo Agua Salada, BLOW (1959) señala que la parte superior de la Zona de "Uvigerinella" sparsicostata corresponde a la Zona de Catapsydrax dissimilis y base de la Zona de C. stainforthi. 1084 V VÁLIDO VAGINULINOPSIS SUPERBUS TROCHAMMINA CF. PACÍFICA, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. RENZ (1948) establece esta zónula en su división bioestratigráfica del Grupo Agua Salada, donde corresponde a la parte media del Miembro Huso de la Formación Pozón, RENZ señala que la fauna empobrecida se diferencia de la Zona de Robulus senni, infrayacente, por factores ecológicos, más bien que cronológicos, concepto apoyado por los estudios posteriores de PETZALL (1959), BLOW (1959) y VALLENILLA (1961). BLOW no pudo reconocer la zónula, pero coloca la Zona de Robulus senni, en sentido amplio, en sus zonas planctónicas de Sphaeroidinella seminulina y Globigerina bulloides, cuya edad según los criterios modernos, corresponde al Mioceno tardío. INVÁLIDO VALENCIA, CALIZA DE MESOZÓICO Estado Carabobo. Este nombre fue publicado por LIDDLE (1928), en su cuadro de correlación, bajo el "Ordovícico-Silúrico", se refiere a una serie de cuerpos dispersos de mármol ("caliza") que afloran formando una franja desde el viejo cementerio de Valencia hasta la zona de la antigua fábrica de cemento y el llamado Morro de Valencia, en el sector de San Blas, estado Carabobo. La atribución de estas rocas al Paleozoico se basó en la identificación de trilobites en unas muestras que posteriormente se demostró no provenían de Venezuela. Esta equivocación ha sido aclarada numerosas veces en la literatura. CH. RIVERO (1956) y URBANI (1969) han reseñado la historia de esta interesante anécdota geológica. URBANI et al. (1989) incluyen estos cuerpos de mármol en la Formación Las Mercedes. Véase: FORMACIÓN LAS MERCEDES. VÁLIDO VALVULINERIA HERRICKI, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Estado Falcón. 1085 Esta es una de las zonas del Grupo Agua Salada, establecidas por RENZ (1948). Suprayace a la de Globorotalia fohsi e infrayace a la de Marginulinopsis bassispinosus; corresponde a parte del Miembro Husito de la Formación Pozón. Su base se reconoce en particular por la extinción de Globorotalia fohsi. PETTERS y SARMIENTO (1956) reconocen el equivalente de la zona en Colombia. BLOW (1959) estudia los foraminíferos planctónicos del Grupo Agua Salada y establece la equivalencia de la Zona de V. herricki con el intervalo de la Zona de Globorotalia fohsi y parte de la de G. mayeri. Según los criterios modernos, su edad es Mioceno medio a tardío. Se ha sugerido que la especie titular de la zona pertenece al género Cibicorbis, y no a Valvulineria (LOEBLICH y TAPPAN. 1964). VÁLIDO VALVULINERIA PALEGREDENSIS, ZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Anzoátegui. Esta es una de las zonas basada en foraminíferos bentónicos, establecidas por RENZ (1962) en la sección tipo del río Querecual, estado Anzoátegui. Sus rasgos diagnósticos se muestran en un cuadro, sin descripción textual. Corresponde a la parte media de la Formación Vidoño y su edad es Paleoceno temprano. VÁLIDO VALVULINERIA VENEZUELANA, ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Esta es la inferior de dos zónulas, que componen la zona de Siphogenerina transversa, establecida por RENZ (1948) en el Grupo Agua Salada en Falcón. Véase: SIPHOGENERINA TRANSVERSA, ZONA DE. VÁLIDO VALLE GRANDE, FORMACIÓN MESOZOICO(Cretácico: Aptiense-Albiense) Estado Sucre. Referencias: ROD y MAYNC (1954), introducen en la literatura el término Formación Valle Grande, para designar a una secuencia constituida por margas, con intercalaciones de capas delgadas de calizas glauconíticas, areniscas glauconíticas verde oscuro y algunas 1086 areniscas blancas, que afloran 4 km al este de la población de Cumanacoa, estado Sucre. GUILLAUME et al. (1972), comparan la Formación García con la Formación Valle Grande, e indican que el contacto inferior de estas unidades con la Formación Taguarumo, presenta rasgos idénticos entre sí, en cuanto a litología, contenido faunal y preservación, lo cual sugiere no sólo una equivalencia cronológica, sino también un evento geológico idéntico para ambas formaciones, es decir, la misma transgresión después del mismo diastema. Localidad tipo: Sección expuesta a lo largo del camino desde Valle Grande hasta San Juanillo, 80 m al sureste del trapiche de Valle Grande, situado al este de la población de Aricagua (Cumanacoa), estado Sucre. Extensión geográfica: La Formación Valle Grande se encuentra desarrollada en la región de San Juanillo-Valle Grande, al este de la población de Cumanacoa y en el área de Cariaco-Catuaro, estado Sucre. Esto hace suponer que la unidad se extiende desde Cumanacoa hacia el noreste. Descripción litológica: La unidad en su sección tipo está constituida predominantemente por margas de color grisáceo oscuro, que meteoriza a gris claro y crema, con delgadas intercalaciones de calizas y areniscasglauconíticas, con belemnites, de color marrón verdoso que meteorizan a marrón claro verdoso. Estas intercalaciones solo representan un pequeño porcentaje de la sucesión. Espesor: En su localidad tipo mide de 120 a 150 m de espesor. No se conocen espesores medidos de esta unidad en otras áreas donde aflora. Relaciones de campo: El contacto inferior es concordante y de marcado contraste litológico con la Formación Taguarumo, y el contacto superior es discordante con la parte superior de la Formación Chimana, MAYNC (1956). Fósiles: La fauna que presenta esta formación es muy variada y abundante. En los niveles basales fueron encontrados géneros de amonites como: Aconeceras, Dufrenoya, Colombiceras, Megatyloceras, Hypaclanthoplites, etc., los cuales son diagnósticos para el Aptiense Superior, (zona de Cheloniceras martini). Además, casi todos los niveles de calizas y areniscas glauconíticas contienen belemnites del género Neohibolites. La microfauna es semejante a la que presenta la Formación García y se ubica en las zonas de Biglobigerinella barri y Praeglobotruncana infracretacea. Edad: Con base a su contenido faunal, especialmente de amonites, la formación es de edad Aptiense superior. Correlación: La unidad se correlaciona con la Formación García del oriente de Venezuela. VALIDO 1087 VALLE HONDO, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Estado Trujillo. Referencias: Este nombre fue introducido casualmente por CAUDRI (1948), aunque la unidad fue descrita mucho más tarde por YOUNG (en LEV, 1956). Una descripción adicional e ilustrada fue publicada por SALVADOR (1961-b). Algunas calizas de la unidad han sido consideradas como miembros formales (La Paz, Cuicas, El Cumbe) por algunos autores. No obstante, según SALVADOR (1961-b), estos nombres deben tratarse como informales por el carácter lenticular y discontinuo de las calizas. Su separación se ha basado más en contenido faunal que en diferencias litológicas (YOUNG, en LEV, 1956). La breve descripción que SUTTON (1946) hace del "miembro de caliza de Cuicas de Misoa" podría tomarse como referencia a la totalidadde la Formación Valle Hondo de uso actual, pero el nombre nunca ha sido aceptado en ese sentido. Localidad tipo: A lo largo de la carretera Trasandina desde casa de Zinc, en el río Carache, hasta Valle Hondo, situado 4,5 kilómetros al sureste de La Cuchilla, en Trujillo septentrional. (Hoja Nº 6144, escala 1:100.000,Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La Formación Valle Hondo se presenta en una zona restringida, cerca de las cabeceras del río Carache, en Trujillo septentrional. Descripción litológica: En su mayor parte, la unidad consiste de lutitas y limolitas arenosas y areniscas argiláceas irregularmente intercaladas, y es casi idéntica a la Formación Ranchería contigua. Sin embargo, difiere de ella por su contenido de capas lenticulares discontinuas de calizas arrecifales macizas, de color gris azulado, y areniscas cuarzosas muy duras. La Formación Valle Hondo se depositó en ambiente marino somero. Presenta lutitas carbonosas con restos de plantas, lo que evidencia la proximidad de la línea de costa e importante influjo clástico del avance deltaico. Hacia la parte media de la unidad se observa intercalación de facies de llanura de manera con canales de marea. Espesor: No se han medido secciones completas, pero el espesor se estima que aumenta hacia el norte, desde 300 m en el límite lateral con la Formación Ranchería, hasta más de 1000 m. Relaciones de campo: La Formación Valle Hondo es concordante y generalmente transicional por encima de las lutitas de foraminíferos de la Formación Colón y por debajo de las areniscas de la Formación Misoa (denominadas a veces localmente "Formación Escuque"). Importancia económica: La Formación Valle Hondo, presenta importantes desarrollos de calizas, sobre todo el área de Cuicas, las cuales constituyen un recurso aprovechable parala fabricación de cal y cemento. Sinonimia: "Miembro de caliza de Cuicas", en el sentido de SUTTON (1946). 1088 INVÁLIDO VALLE HONDO, RIOLITA DE (Asociación Riolítica) MESOZOICO Estado Cojedes. MARTÍN BELLIZZIA (1961) describe con este nombre a la más joven de las tres subunidades con rango de miembros, que constituyen su Asociación Riolítica, parte superior del Grupo Volcánico de Guacamayas, en la parte oriental del Macizo de El Baúl, estado Cojedes. En la sección tipo (región de Valle Hondo-La Peñita) aflora una sucesión de flujos individuales de riolita afanítica densa, riolita porfídica fluidal, lechos delgados de toba de ceniza y riolita roja, que suprayace a los aglomerados y tobas verdes de El Corcovado. La unidad es característica en la Asociación Riolítica por su espesor de afloramientos de roca de color rojo vivo intenso a negro rojizo, densa, con fractura concoidea a subconcoidea y textura afanítica a porfídica, en la cual se destacan los fenocristales de cuarzo y sanidina de 0,1-0,05 milímetros, en un fondo denso de composición cuarzo-feldespática. El nombre geográfico es inválido por homonimia con la Formación Valle Hondo en Venezuela occidental, y deber ser sustituido. Véanse: RIOLÍTICA, ASOCIACIÓN y GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE. INVÁLIDO VALLE, TRAMO DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre fue empleado por WIEDENMAYER (1937-a, b); el mismo autor indica su sinonimia con el término anterior de Querales. Véase: QUERALES, FORMACIÓN. INFORMAL VALLECITO, CAPAS DE MESOZOICO (Cretácico) Estado Aragua. BELL (1968-b) reconoce una secuencia característica de capas sedimentarias, suprayacente a las rocas volcánicas de Tiara, expuesta en una pequeña zona 12 km al norte de Camatagua, estado Aragua. Sus elementos más distintivos son ftanitas estratificadas y 1089 conglomerados macizos que gradan a lodolitas guijarrosas. También se presentan lutitas físiles y cantidades menores de lavas verdes, intercaladas con calizas afaníticas oscuras. Las relaciones estratigráficas de estas capas no son claras aunque, posiblemente, infrayacen a la Formación Garrapata. Por consiguiente, BELL (op. cit.) las considera como unidad informal, que denomina Capas de Vallecito, término derivado de los mejores afloramientos en la quebrada Vallecito, estado Aragua. VÁLIDO VENADOS, MIEMBRO (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: temprano) Estado Sucre. El Miembro Venados es la inferior de cuatro subdivisiones de la Formación Barranquín, propuestas por VON DER OSTEN (1954, 1957-b). Su localidad tipo es la Isla Venados, en el archipiélago Guaiquerí-Manare, donde afloran 375 m de intercalaciones de asperones subconglomeráticos, en paquetes plurimétricos, intercalados con limolitas micáceas masivas. ROSALES (1960) afirma que este miembro sólo se reconoce en una "pequeña zona alrededor de su localidad tipo"; MACSOTAY et al. (1986) sostienen que este miembro se puede diferenciar en todo el dominio del archipiélago Guaiquerí-Manare, hasta el meridiano de Cumaná; YORIS (1985-a) reconoce al Miembro Venados en varias áreas del extremo oriental de la serranía del Interior oriental. Véase: BARRANQUÍN, FORMACIÓN. VÁLIDO VENAMO, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: Benaim (1997) propone este término para designar una secuencia de rocas volcánicas, generalmente lavas andesíticas, intercaladas con algunas tobas de igual composición, que afloran en el río Venamo (al sur de la Isla de Anacoco). . Localidad tipo: Se ha designado como sección tipo el sector a lo largo del río Venamo, en el centro de un sinclinal abierto, cuyo eje tiene un rumbo este-oeste, entre un punto cuyas coordenadas son: Norte, 6° 35' 00'', Este, 61° 13' 53'' y otro de coordenadas: Norte, 6° 28' 57'' y Este, 61° 11' 55''. Extensión geográfica: La unidad aflora, alcanzado su mejor desarrollo, en el río Venamo, en la sección tipo, en forma de una faja angosta limitada al oeste por una intrusión de 1090 diabasa sin metamorfismo (diabasa post-Roraima) y hacia el este, en Guyana, donde posiblemente se presenta cubierta por los sedimentos del Grupo Roraima, y luego aflora nuevamente en dicho río más al sur. Relaciones de campo: La Formación Venamo constituye la parte superior del Grupo Botanamo, pasan transicionalmente hacia abajo a la Formación Caballape, la cual constituye la base de este grupo; siguiendo más al sur la Formación Venamo se presenta en contacto discordante, con rocas del Grupo Carichapo. Características litológicas: Esta constituida de metalavas andesíticas y algunas tobas de igual composición, así como unos dos horizontes de brecha volcánica epiclástica, las cuales gradan lateralmente a las tobas. Las rocas de esta unidad, han sido afectadas por un metamorfismo regional de bajo grado, facies de los esquistos verdes y las lavas se presentan en flujos con espesores variables, difíciles de precisar por la cizalla que afecta esta unidad, con amígdalas rellenas con cuarzo blanco o rosado, de 0,3 a I cm de diámetro y hasta de 2 a 3 cm. Las mayores se presentan de forma alargadas, aparentemente paralelas a la foliación, la cual es producto del cizallamiento. Estas rocas se presentan fuertemente cizalladas e inyectadas por venas de cuarzo muy finas, paralelas a la cizalla, a veces discontinuas y con mineralización de sulfuros (pirita). Se observa también una colada de lavas con almohadillas pequeñas y de aspecto rústico, con amígdalas rellenas por cuarzo rosado. Las rocas que conforman esta unidad litológica son de granularidad variables. Por su grano van desde afaníticas a grano fino; algunas lavas muestran textura porfídica, con fenocristales de plagioclasa y/o de anfibol. El color varía de verde claro a verde ligeramente oscuro, con tintes azulosos, en las rocas no cizalladas o muy poco cizalladas, mientras que las rocas cizalladas presentan una coloración gris oscura a negro verdoso. Estas rocas son de aspecto homogéneo y masivas. Espesor: Su espesor se estima en 3000 m. Edad: Precámbrico. Tomamos la edad establecida en la región de Guasipati (MENÉNDEZ, 1968) para la Formación Caballape. Correlación: Esta unidad se puede considerar equivalente en tiempo a la Formación Los Caribes, pero no existe otra descripción litológica igual a ésta en el Escudo Guayanés en Venezuela. INVÁLIDO VENERICARDIA, CALIZA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Zulia. La Formación Guasare ha recibido, en ocasiones, el nombre de caliza de "Venericardia", que actualmente se considera inválido. 1091 Véase: GUASARE, FORMACIÓN. INVÁLIDO VENTARRÓN, MIEMBRO CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Monagas. Este nombre fue empleado por ROSALES (1960) para designar la parte inferior de la Formación Caratas en la serranía del Interior de Venezuela oriental, compuesta de areniscas cuarcíticas macizas en capas espesas. Aunque probablemente sean útiles en correlaciones detalladas, este miembro y el Miembro Limón, suprayacente, se consideran provisionalmente como inválidos por su descripción incompleta, en espera de una definición adecuada. Véase: LIMÓN, MIEMBRO. INVÁLIDO VENTURA, LUTITA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. Este nombre aparece con la designación "Capas de Curamichate y Lutita de Ventura" únicamente en el Cuadro de Correlación de LIDDLE (1928), sin descripción textual. Las referencias a rocas expuestas cerca de Boca de Ventura pueden o no referirse a estas lutitas, pero LIDDLE no lo especifica. INVÁLIDO VERDE, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario) Estado Monagas. Este nombre es traducción del término inapropiado "Green Series", empleado por REGAN (1938-a, b) en el campo petrolífero de Quiriquire. Véase: GREEN, "SERIE" 1092 INFORMAL VERDE, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Anzoátegui. El término Miembro Verde fue publicado originalmente por FUNKHOUSER et al. (1948), para designar el quinto, en orden descendente, de los siete miembros informales en que subdividieron a la Formación Oficina en el área mayor de Anaco, Anzoátegui central. Consiste en lutitas gris oscuro, areniscas y lutitas interlaminadas y areniscas delgadas de grano fino a medio y además, algunas calizas y lutitas ligníticas. El espesor varía de 271 a 350 m. DE SISTO (1959) lo correlaciona con las Arenas M-1 a O-2 de la Formación Oficina, en el área mayor de Oficina, Anzoátegui central. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. VÁLIDO VERGEL, MIEMBRO (Formación San Gregorio) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Estado Falcón. STAINFORTH (1962) emplea este nombre para designar al miembro inferior, de tres, de la Formación San Gregorio.REY (1990) establece que la subdivisión en estos tres miembros es solo posible desde el oeste del río Urumaco o Codore, al oeste, hasta la quebrada El Paují, al este, donde es posible reconocer el distintivo miembro intermedio. En esta región, el Miembro Vergel consiste de limolitas masivas de color gris, hasta de 12 m de espesor y conglomerados polimícticos de guijarros entre 0,5 y 2,5 m de espesor, con clastos de hasta 3 cm de diámetro, de color rojizo, con estratificación cruzada festoneada, puede tener lentes arenosos. Según STAINFORTH (1962), el espesor del miembro es de 350 m y descansa discordantemente sobre el Miembro Algodones de la Formación Codore, colocándose en la base del primer conglomerado del Miembro Vergel. El contacto superior es concordante debajo del Miembro Cocuiza y se coloca en la base de la primera litología fosilífera de Cocuiza. REY (1990) estima un espesor de 280 m en la sección del oleoducto de Lagoven, al este del pueblo de San Gregorio. El contacto inferior con la Formación Codore es considerado concordante, así como el superior con el Miembro Cocuiza. El Miembro Vergel es estéril, considerándose la edad Plioceno tardío por su posición estratigráfica. REY (1990) interpreta para el Miembro Vergel de la Formación San Gregorio una sedimentación sobre una llanura aluvial, con canales de ríos entrelazados distales, bajo condiciones climáticas subhúmedas. VÁLIDO 1093 VICHÚ, MIEMBRO (Formación Betijoque) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Trujillo. Este nombre fue publicado originalmente por MENCHER et al., (1951, 1953) sin descripción textual y descrito por FEO CODECIDO (en LEV, 1956) con rango formacional, como subdivisión del Grupo Betijoque. La nueva categoría formacional de éste convirtió a la Formación Vichú en miembro, (SVIP, 1963, Cuadro de Correlación). El miembro consiste de unos 2135 m de areniscas, arcilitas y ocasionales conglomerados. Véase: BETIJOQUE; FORMACIÓN. VÁLIDO VIDOÑO, FORMACIÓN MESOZOICO(Cretácico: Campaniense)-CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Estado Anzoátegui. Referencias: El intervalo comprendido entre la arenisca de San Juan y las areniscas de Merecure fue designado originalmente Miembro Caratas de la Formación Santa Anita (HEDBERG, 1937-c). Posteriormente el Miembro Caratas fue restringido a las limolitas y areniscas resistentes de la mitad superior, y se designa con el nombre de Miembro Vidoño a las lutitas de la mitad inferior (HEDBERG y PYRE, 1944). Más tarde la Formación Santa Anita fue elevada a rango de grupo, integrado por las formaciones San Juan, Vidoño y Caratas (LIDDLE, 1946; HEDBERG, 1950-a). ROSALES (1960) emplea los nombres de "Miembro Greensand" y "lutitas de La Viuda", para designar partes de la Formación Vidoño que, actualmente se consideran como términos inválidos. Localidad tipo: El término proviene del pueblo de Vidoño, 6 km al este de Barcelona, donde las lutitas forman el valle del mismo nombre. Sin embargo, la localidad tipo es el intervalo desde el paso Santa Anita en el río Querecual, hasta unos 300 metros aguas abajo del mismo río, a unos 40 km al este-sureste de Barcelona. Extensión geográfica: La formación aflora extensamente a lo largo del frente de montañas de Monagas, Anzoátegui y Guárico oriental. Más al oeste desaparece, en parte por erosión, pero principalmente por su paso a la Formación Guárico, más arenosa. Se infiere que las lutitas de la unidad se extienden hacia el este por debajo del golfo de Paria, y reaparecen en la Formación Lizard Springs de Trinidad. Descripción litológica: La Formación Vidoño consiste principalmente de lutitas oscuras con foraminíferos, con intercalaciones menores de limolita y arenisca, frecuentemente glauconíticas. En el subsuelo de Monagas septentrional se desarrolla una prominente caliza fosilífera en la base de las lutitas, posiblemente equivalente a las llamadas "capas de Cerro Corazón" de la superficie (SALVADOR, 1964-b). 1094 Espesor: La Formación Vidoño forma una cuña que se adelgaza hacia el sur por transición diacrónica con las formaciones San Juan y Caratas, pero aumenta notablemente de espesor hacia el norte en dirección al eje de la cuenca sedimentaria. El espesor máximo señalado sobrepasa los 335 metros. Relaciones de campo: Al este de la depresión de Barcelona la Formación Vidoño usualmente está en contacto concordante y transicional, tanto con la Formación San Juan infrayacente, como con la Formación Caratas suprayacente. Excepcionalmente, en el norte de la zona de afloramientos, las areniscas de la Formación San Juan desaparecen por acuñamiento y la Formación Vidoño es concordante por encima del Grupo Guayuta (ROSALES, 1960). Esta es la situación normal al oeste de la depresión de Barcelona, donde las lutitas son concordantes por encima de capas arenosas y ftaníticas de la Formación San Antonio del Grupo Guayuta. En esta región las lutitas de la Formación Vidoño infrayacen discordantemente a las calizas de la Formación Peñas Blancas, aunque localmente se presentan vestigios de una arenisca intermedia, atribuida provisionalmente a la Formación Caratas (PEIRSON, 1965). Fósiles: Las ricas faunas de foraminíferos de la unidad fueron descritas originalmente por CUSHMAN (1947). HEDBERG y PYRE, (1944) a base de foraminíferos bentónicos, dividen las lutitas de la unidad en cuatro faunizonas. Investigadores posteriores han hecho énfasis en las especies índices planctónicas, entre las cuales Globotruncana spp., Gümbelina spp., Globorotalia pseudobulloides, G. velascoensis y G, rex son importantes, en secuencia ascendente (BOLLI, 1957-b; STANLEY, 1960; RENZ, 1962; LAMB, 1964-a, b). Edad: La Formación Vidoño ocupa el intervalo entre el Cretácico tardío (Campaniense) y el Eoceno temprano en sus desarrollos de mayor espesor hacia el eje de la cuenca, pero puede restringirse al Paleoceno en sus porciones más delgadas del flanco de la cuenca. Correlación: La formación se correlaciona, por transición lateral directa, con la parte superior de la Formación San Juan y con la parte inferior de la Formación Caratas hacia el sur, con la Formación Guárico hacia el oeste y con la Formación Lizard Springs de Trinidad hacia el este. La caliza basal presente en Monagas septentrional parece correlacionarse con la Formación Soldado de Trinidad. INVÁLIDO VILLA DE CURA, FORMACION, "SERIE" MESOZOICO Estado Aragua. Estos nombres fueron introducidos por AGUERREVERE y ZULOAGA en 1938-a, b y 1937-a, b, respectivamente, para designar rocas de los grupos Caracas y Villa de Cura de uso actual. 1095 Véanse: CARACAS, GRUPO y VILLA DE CURA, GRUPO. INVÁLIDO VILLA DE CURA, SERIE DE MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Aragua. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) introducen el nombre Serie de Villa de Cura para designar una asociación compleja de rocas expuestas en las cercanías de Villa de Cura, estado Aragua. Posteriormente, en 1938, los mismos autores la consideran como grupo. SHAGAM (1960) redefine el Grupo Villa de Cura y lo divide en las formaciones El Caño, El Chino, El Carmen y Santa Isabel. Actualmente se incluye en este grupo a la Formación Las Hermanas. VÁLIDO VILLA DE CURA, GRUPO MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Estado Aragua. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937) introducen el nombre "Serie de Villa de Cura" para designar una asociación compleja de rocas mayoritariamente metavolcánicas expuestas en las cercanías de Villa de Cura, estado Aragua. Posteriormente, en 1938 los mismos autores la formalizan como grupo, integrado por sus formaciones Charallave y Villa de Cura. SHAGAM (1960) redefine el Grupo Villa de Cura y lo divide de base a tope en las formaciones El Caño, El Chino, El Carmen y Santa Isabel. Este orden estratigráfico fue seguido por PIBURN (1967), pero más tarde SEIDERS (1965) lo considera invertido y coloca la Formación Santa Isabel en la base de la sección. PIBURN (1967) y NAVARRO (1982) publicaron los estudios petrológicos más completos del Grupo Villa de Cura. Autores posteriores han contribuido al conocimiento del Grupo Villa de Cura, tanto en su cartografía geológica, como con información petrológica, geoquímica y estructural, y a clarificar sobre su origen (aloctonía vs. autoctonía). Entre ellos citaremos a BECCALUVA et al., 1995; BECK, 1985, 1986; BEETS et al., 1984; BELLIZZIA, 1986; BELLIZZIA et al., 1976; GIRARD, 1981; GIRARD et al., 1982; GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980; GONZÁLEZ y PICARD, 1971, 1972; JARVIS, 1966; KONIGSMARK, 1965; LAR, 1992; LOUBET et al., 1980, 1985; NAVARRO, 1983, 1985a,b; NAVARRO et al., 1987, 1988; OSTOS y NAVARRO, 1986; OSTOS, 1990; OXBURGH, 1965; PIBURN, 1968; SAGNA et al., 1988: SEIDERS, 1965; SHAGAM, 1960; SMITH, 1952; URBANI et al., 1990, 1991. No se ha definido formalmente para el Grupo, aunque sí para las unidades que lo componen, si bien por el nombre parece implícito que sean los afloramientos de los ríos de las cercanías de la ciudad de Villa de Cura, estado Aragua. (Hoja Nº 6746, escala 1096 1:100.000, Cartografía Nacional). El Grupo Villa de Cura es un cinturón orientado más o menos este-oeste, de unos 250 km de longitud con un ancho promedio de 25 km, que se extiende desde el norte de la población de El Pao (Estado Cojedes) hasta la región de Barlovento al este. Hacia el oeste de El Pao, se encuentra un "Klippen" (Formación Tiramuto) el cual ha sido considerado como una posible prolongación occidental del grupo Villa de Cura o de la Formación Las Hermanas (Tiara sur). El grupo está compuesto de rocas metavolcánicas y metasedimentarias degranulometría variable y se ha dividido en cinco formaciones, que de norte a sur son El Chino, El Caño, El Carmen, Santa Isabel y Las Hermanas. El Caño consiste en metatoba afanítica finamente laminadas, con cantidades menores de metalava basáltica y andesítica. La Formación El Chino contiene metatoba estratificada de grano fino, con cantidades menores de metabasalto, metaftanita, filita grafitosa, esquisto cuarzo - albítico y granofel cuarzoalbítico. La Formación El Carmen presenta una espesa serie de metalava basáltica con fenocristales de augita, intercalados con metatoba, granofel, metaftanita y filita grafitosa. La Formación Santa Isabel consiste en granofel cuarzo-feldespático-epidótico con intercalaciones de esquisto clorítico y cantidades menores de metalava piroxénica y metaftanita. La Formación Las Hermanas consiste de metatoba, metalava y aglomerados volcánicos. (NAVARRO, 1983) diferencia de sur a norte, las siguientes zonas metamórficas: prehnitapumpellita,barroisita-zoisita/clinozoisita-albita, glaucofano hornblenda barroisítica,epidoto (zoisita/clinozoisita)-glaucofano,lawsonita-glaucofano, lawsonita-albita, pumpellitaactinolita y prehnita-pumpellita. PIBURN (1968) estima un espesor total de unos 10 km. Los contactos del Grupo Villa de Cura con las formaciones adyacentes son tectónicos, interpretados por lo general como fallas de corrimiento. Los contactos entre las formaciones El Chino, El Caño, El Carmen y Santa Isabel son concordantes, mientras que el contacto entre las formaciones Santa Isabel y Las Hermanas ha sido interpretado como tectónico por (NAVARRO 1983) y OSTOS (1990). No se han encontrado fósiles. Se le asigna una edad Mesozoico: Jurásico-Cretácico. MENÉNDEZ (1966) correlacionó el Grupo con su Formación Tiramuto, mientras que PIBURN (1968) lo correlacionó con las metalavas de Siquisique y con la Formación El Carmen; estas correlaciones requieren ser tomadas de manera tentativas. NAVARRO (1983) y NAVARRO et al. (1988) en base a estudios geoquímicos, concluyen que los basaltos de la Formación El Carmen son de afinidad de basaltos de cadena centro oceánica (MORB), mientras que los de la Formación Las Hermanas (Formación Tiara Sur) se interpreta una afinidad de arco de islas. OSTOS (1990) realiza un estudio geoquímico de elementos mayoritarios, trazas y elementos de las tierras raras, con lo cual interpreta que las rocas metabasálticas de las formaciones El Caño, El Carmen y Santa Isabel (en la zona de San Sebastián), son de afinidad toleítica, los cuales pueden haberse formado en un margen divergente de placas, pero la evidencia geoquímica si bien no es inequívoca, tampoco descarta un magmatismo de cuenca oceánica profunda. El mismo autor también estudia metabasaltos de la Formación Las Hermanas en la zona de Guatopo, los cuales también son de afinidad toleítica, sin embargo la gran cantidad de metatobas intercaladas con las metalavas, soportan un origen de arco de isla. 1097 Sinonimia: Villa de Cura, Serie. Véanse: EL CHINO, FORMACIÓN; EL CAÑO, FORMACIÓN; EL CARMEN, FORMACIÓN; SANTA ISABEL, FORMACIÓN y LAS HERMANAS, FORMACIÓN INVÁLIDO VILLANUEVA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Estado Lara. VON DER OSTEN y ZOZAYA (1957) introducen este nombre para designar una secuencia de gran espesor de lutitas silíceas grises y negras con algunas areniscas y calizas intercaladas, expuestas en el estado Lara. La unidad fue definida en forma incompleta debido al plegamiento y fallamiento regional, sin establecer su sección tipo, por no observarse el tope ni la base de la formación. La zona de afloramientos de la unidad está limitada al norte por la falla de Sanare y al sur por las formaciones Río Guache y Río Yuca del Terciario; el espesor estimado fue de unos 1000 m, aunque no pudo determinarse definitivamente por complicaciones estructurales y la escasez de afloramientos continuos. No se determinaron los contactos, por no aflorar el tope ni la base. La unidad es considerada equivalente lateral de la parte superior de la Formación Barquisimeto; debido a esto y lo mencionado anteriormente en relación a la localidad tipo, los contactos y la falta de uso, el término se considera inválido. INFORMAL VOLCANCITO, FORMACIÓN MESOZOICO (Albiense- Cenomaniense) Estados Portuguesa-Lara. Referencias: CAMPOS et al., (1973) introducen el nombre de Formación Volcancito para designar una secuencia de rocas ligeramente metamorfizadas que afloran en la serranía de Portuguesa, al sur de la falla de Boconó, estableciendo como localidad tipo la carretera San Miguel-Agua Negra, específicamente en las cercanías del caserío Volcancito; propusieron como secciones de referencia las que se observan en las carreteras Buena Vista-Capilla de Bucaral, Cubiro-Las Cuibas-Agua Negra y Cubiro-Río Turbio-Escaleras. CAMPOS et al., caracterizaron la unidad desde el punto de vista petrológico de la siguiente forma: "En el área tipo pueden distinguirse dos franjas litológicas dentro de esta formación: La que está directamente al sur de la falla de Boconó, fundamentalmente calcáreas y la que forma las partes más elevadas de la serranía que se observa inmediatamente al sur de la mencionada falla y que se caracteriza por su predominio de cuarcitas. Debido al intenso 1098 plegamiento y fallamiento es difícil establecer la posición estratigráfica relativa entre dichas franjas. En la franja calcárea aparecen intercalaciones de calizas laminadas y masivas, filitas calcáreas. En la franja cuarzosa predominan las cuarcitas y las metareniscas con delgadas intercalaciones de filitas silíceas o calcáreas". MACSOTAY (en CAMPOS et al., 1979) menciona la presencia de diversas especies de Angiospermas, Antozoarios, Gasterópodos, Cephalópodos, Pelecípodos, Poliquetes e Icnofósiles, que sugieren una edad Albiense (?), base del Cenomaniense. La presencia de fósiles de ambiente de plataforma (moluscos) y de plantas terrestres, junto con amonites (idiohamites sp) e icnofósiles de ambiente batial sugieren que la Formación Volcancito se depositó en aguas profundas, cercanas a la zona del talud, con invasiones periódicas de corrientes de turbiedad. La Formación Volcancito es concordante y gradacional sobre la Formación Mamey. El resto de sus contactos son todos de falla, excepto cuando se presenta en forma alóctona dentro de las formaciones Río Guache o Yacambú. Con base a evidencias paleontológicas (MACSOTAY, en CAMPOS et al., 1979) de las formaciones Bobare y Carorita, se plantea la correlación, tanto en ambiente como en edad de dichas unidades con Volcancito. También sería correlacionable con la parte superior del Grupo Cogollo, y también se podría considerar equivalente con la parte superior de la formación Mamey y con las formaciones Cojedes y Chuspita. VÁLIDO VUELVAN CARAS, BATOLITO DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Referencias: BENAIM (1972) introduce este término tomado de la mina Vuelvan Caras, para designar una masa intrusiva ácida ovalada ubicada en la región de Botanamo. Localidad tipo: Mina Vuelvan Caras, municipio autónomo Sifontes, estado Bolívar. (Hoja Nº 8037, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: Cubre una extensión superficial de unos 180 km2, ubicada al norte de la mina Vuelvan Caras y al sur de la mina El Purgatorio, y entre los ríos Marwani y Guarampín, en sentido este- oeste. Descripción litológica: Cuarzo-monzonita biotítica de color rosado, grano medio y medio a grueso, maciza sin elementos de flujo visible; presenta algunas cavidades miarolíticas que indican su emplazamiento a poca profundidad. La textura es hipidiomórfica granular, con la siguiente composición mineralógica: plagioclasa andesina (40-45%) en cristales subhédricos o euhédricos maclados, microclino pertítico (30-35%) en granos anhédricos, comúnmente con textura poiquilítica, con inclusiones de cristales de plagioclasa, cuarzo 1099 (20-25%) fuertemente pleocroico, y como accesorios sericita por alteración de los feldespatos, circón, apatito y óxido de hierro. Relaciones de campo: El batolito está emplazado en forma discordante entre las rocas del Grupo Carichapo y las de la Formación Caballape en forma discordante. Edad: En una muestra de cuarzo-monzonita biotítica tomada a 9 km al noreste de la mina Vuelvan Caras, OLMETA (1969) determina una edad radimétrica de 1530 Ma ± 50 Ma por el método K/Ar en roca total. Importancia económica: Se ha ubicado mineralización aurífera en la roca caja del batolito. 1100 W INFORMAL "W", ARENAS (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Monagas. DE SISTO (1961-a y 1962) señala la designación de las arenas de la Formación La Pica en el campo Travieso occidental, área mayor de Santa Bárbara, norte de Monagas, con los términos "W-1" a "W-33". La zona de Sigmoilina comprende las Arenas "W-1" a "W-6" y la zona de Textularia las Arenas "W-7" a "W-33". La terminología fue empleada por la Mene Grande Oil Co. y la Phillips Oil Co. Véase: LA PICA, FORMACIÓN. INVÁLIDO WACKE, SUBUNIDAD DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. KALLIOKOSKI (1965-a) publica este término para designar la unidad más joven de su Formación Real Corona, y establece automáticamente su sinonimia con la Formación Taipana de la Serie Real Corona (hoy Grupo) del mismo autor (1965-b). El término se considera como inválido por no geográfico y por la sinonimia especificada. Véase: TAIPANA, FORMACIÓN 1101 Y INVÁLIDO YABALITO, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Falcón. MAURY (1925-a, 1925-b) se refiere a las Capas de Yabalito, con Arca patricia, expuestas unos 20 km al sureste de Urumaco, estado Falcón. Previamente GUPPY (1913) identifica 10 especies, entre ellas Arca patricia, procedentes de Yabalito. LIDDLE (1928) menciona afloramientos de calizas margosas-arenosas al norte de Yabalito que atribuye originalmente a la Formación Damsite y posteriormente, en 1946, a laFormación Caujarao. Aparentemente las capas pertenecen a la Formación Urumaco de uso actual. Véase: URUMACO, FORMACION INFORMAL YAGO, MIEMBRO (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario:Mioceno medio) Estado Monagas. El nombre de Miembro Yabo fue introducido y publicado originalmente por KEY (1977), para designar el intervalo predominantemente lutítico que separa los miembros Jobo y Morichal, de la Formación Oficina, en el campo Jobo; sur de Monagas y el cual consiste en lutitas gris a gris oscuro, macizas a estratificadas, fosilíferas, carbonáceas y micáceas, con capas delgadas de areniscas de grano fino y color gris. En la sección de referencia del pozo Joc-29, el Miembro Yabo ocupa el intervalo de 1072 a 1086 m, con 14 m de espesor. El Miembro Yabo suprayace concordantemente al Miembro Morichal de la Formación Oficina, y pasa hacia arriba transicionalmente al Miembro Jobo. SANTOS y FRONTADO (1987) extienden la unidad basta el sector Cerro Negro, faja petrolífera del Orinoco, al sur del Campo Jobo. Véase: OFICINA, FORMACIÓN. INFORMAL YACAMBÜ, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Campaniense-Maestrichtiense) Estado Lara. Este nombre formacional fue introducido por CAMPOS et al., (1973) quienes dieron la siguiente descripción litológica de la unidad: "La Formación Yacambú es una secuencia 1102 formada por la intercalación de lutitas pizarrosas y metalimolitas (?) silíceas, con capas de ftanita, cantidades subordinadas de metareniscas (?) y calizas arenáceas. Aparte de la litología mencionada previamente, ocasionalmente aparecen dentro de la secuencia de lutitas pizarrosas, lentes de conglomerados de hasta 15 cm de espesor, donde destaca la presencia de lutita, ftanita y feldespatos, cuyos contactos con las primeras son abruptos y posiblemente reflejan deslizamientos submarinos contemporáneos con la sedimentación de la Formación Yacambú; de igual manera, podrían explicarse algunos bloques de la Formación Volcancito y de rocas ígneas que aparecen embutidos dentro de la secuencia de la Formación Yacambú en diferentes lugares". MACSOTAY (en CAMPOS et al., 1979) identifica diversas especies de gasterópodos, algunos pelecípodos y escasos icnofósiles que sugieren edad Campaniense-Maestrichtiense inferior. CAMPOS et al., (1979), estiman espesores de unos 1400 m para la unidad. Los mismos autores, con base a los fósiles, señalan que la Formación Yacambú corresponde a una acumulación de planicie oceánica. Los sedimentos pelíticos oscuros atravesados con frecuencia por galerías de Cylindrites, representan sedimentación lenta en ambiente abisal con condiciones anaeróbicas periódicas, pero dominantes. Los contactos de la Formación Yacambú, son de falla, excepto cuando presenta bloques de unidades más antiguas, los cuales pueden interpretarse como olistostromos o bien como remanentes de mantos de corrimiento. La Formación Yacambú es considerada equivalente lateral de las formaciones Mucaria y San Antonio, de la parte superior de la Formación Barquisimeto y de la combinación de las formaciones La Luna-Colón (CAMPOS et al., 1979). VÁLIDO YACUA, MIEMBRO (Formación Cariaquito) MESOZOICO (Cretácico temprano) Estado Sucre. Este nombre fue empleado por GONZÁLEZ DE JUANA et al., para designar el miembro superior de la Formación Cariaquito, con localidad tipo en la costa oeste de la ensenada de Yacua. El miembro aflora a todo lo largo de una faja al sur del distrito Valdez, estado Sucre, y es una secuencia heterogénea, de esquistos calcáreos y grafitosos, con lentes delgados de calizas e intercalaciones de filitas cuarzo-micáceas con vetas de calcita, de 630 metros de espesor en la localidad tipo. El miembro Yacua presenta variaciones litológicas laterales hacia el oeste, conserva bien su litología característica, pero en la región de Yaguara-Catalana las calizas delgadas son poco conspicuas y su litología más distintiva está representada por esquistos cuarzo grafitosos y pizarras grafitosas con nódulos calcáreos, de grano muy fino y color negro. Al norte y noroeste de Güiria, el miembro no está bien expuesto, solo se observa una secuencia de esquistos cuarzo-micáceos de color anaranjado. En la quebrada El Hoyo el miembro Yacua aparece por encima del miembro Patao y consiste de esquistos grafitosos negros, ftanitas 1103 impuras y filitas calcáreas, con lentes de caliza. Más hacia el oeste, en río Chiquito todavía se distingue el intervalo grafitoso, seguido por filitas y pizarras grises; entre este río y el río del Medio al norte de Yacua, los lentes calcáreos desaparecen y se encuentra recubierto por las metareniscas de la Formación Güinimita. Es concordante en su base sobre el Miembro Patao y en el tope aparentemente concordante con la Formación Güinimita. Se le asigna una edad Neocomiense-Barremiense y probablemente equivalente a parte de la Formación Grand Riviere de Trinidad. Véase: CARIAQUITO, FORMACIÓN. INFORMAL YACURAI, CONGLOMERADO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. Este nombre fue empleado por SELLIER DE CIVRIEUX (1966), para designar un espesor mínimo de 10 metros de conglomerado de peñas redondeadas de cuarzo microcristalino, frecuentemente ahumado, y de cuarcitas, en una matriz cuarcítica gris muy silicificada expuesta en la isla de Yacurai en el cauce medio del río Ventuari, en los límites de los municipios Atures y Atabapo, estado Amazonas. El conglomerado está en contacto probable sobre rocas sieníticas que forman el lecho del río Ventuari en sitios vecinos y postuló su posible edad pre-Roraima (Precámbrico). INVÁLIDO YAMA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este término es versión errónea, empleada por MCCANDLESS (1966), de la Formación Río Yama de KOROL (1965). Véase: RÍO YAMA, FORMACIÓN. VÁLIDO YARITAGUA, COMPLEJO PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Yaracuy. Este nombre fue empleado por BUSHMAN (1959) para designar rocas metamórficas expuestas al sur de la población de Yaritagua, estado Yaracuy, que considera equivalentes a 1104 la Formación Las Brisas. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) añaden información sobre la unidad, y la consideraron equivalente a la "Formación" Peña de Mora. Según BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) esta unidad constituye la base de la secuencia metamórfica en la mayor parte de los estados Yaracuy y Lara, y consideran que debido a la gran variabilidad petrológica y a la ocurrencia de rocas graníticas, es más adecuado utilizar el término de Complejo de Yaritagua. La localidad tipo se ubica en la colina al sur de Yaritagua, estado Yaracuy, denominada como cerro Yaritagua en el mapa de BUSHMAN (1959), pero que aparece con el topónimo de cerro Capuchinos. (Hoja Nº 6346, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Esta unidad aflora en las montañas del sur de Yaritagua, e igualmente en la serranía de María Lionza al sureste de Chivacoa, estado Yaracuy. BUSHMAN (1959, 1965) describe gneis, gneis porfiroblástico, augengneis, cuarcita esquistosa y esquisto no calcáreo. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) incluyen además en la unidad esquisto cuarzo-micáceo, anfibolita granatífera y escasos afloramientos de esquisto glaucofánico y mármol. Posteriormente BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) completan la descripción señalando la presencia de gneis porfidoblástico, augengneis, esquisto cuarzo-micáceo, esquisto y gneis cuarzo-feldespático-clorítico, esquisto biotítico, anfibolita granatífera, cuarcita y una porción menor de esquisto glaucofánico y mármol. El gneis porfidoblástico es la roca que caracterizan a la unidad, aunque la litología dominante del complejo es el esquisto cuarzo-micáceo-feldespático. Es de grano grueso, con "augen" de feldespatos (ortosa, microclino y albita) y a veces de cuarzo, rodeados por bandas de biotita, muscovita, epidoto y clorita.Localmente el tamaño de los porfidoblastos sobrepasa los 4 cm de longitud.La composición mineralógica es variable, pero una composición típica es: cuarzo (40%), microclino (30%), plagioclasa (10%), muscovita y biotita (15%) y clorita, granate, epidoto y clinozoisita como accesorios. En general la plagioclasa está muy alterada, con frecuente cataclásis y abundantes vetas de cuarzo. También son frecuentes los diques de aplita y de pegmatita. El esquisto cuarzo-feldespático-micáceo presenta foliación bien desarrollada y se componen de plagioclasa (35%), cuarzo (25%), muscovita (25%) y microclino (10%), como minerales accesorios contiene clorita y epidoto. En algunas localidades se asocian a esquisto con biotita y granate. Distribuidas dentro del complejo se observan capas de espesor variable de anfibolita con hornablenda, hornablenda-actinolítica y ocasionalmente glaucofano, con cantidades accesorias de cuarzo, muscovita, biotita, epidoto y clorita. Adicionalmente aparecen frecuentes capas de cuarcita y pequeños lentes de mármol blanco. La descripción presentada por BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976), coincide casi exactamente con el Complejo Ávila, sin diferenciar separadamente al Augengneis de Peña de Mora y al Esquisto de San Julián (URBANI et al., 1989). Se desconoce el espesor de la unidad debido a que su base no aflora. El espesor mínimo es de 50 m (BELLIZZIA y RODRÍGUEZ, op. cit.). Según BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) todos los contactos de este complejo con las unidades adyacentes (formaciones Las Brisas y Nirgua), son de fallas de ángulo alto. La unidad carece de fósiles. Puede ser correlacionable con el Augengneis de Peña de Mora, y con el Esquisto de San Julián en la región central. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1968) 1105 consideran esta unidad como la unidad más antigua en su cuadro de formaciones de la región de Barquisimeto-Bobare-Duaca-Yaritagua. Se atribuye al Precámbrico por correlación. INVÁLIDO YARITAGUA, FORMACIÓN PRECÁMBRICO Estado Lara. Este nombre fue empleado por BUSHMAN (1959) para designar rocas metamórficas expuestas al sur de la población de Yaritagua, estado Lara. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) redefinen la unidad como Complejo de Yaritagua, por lo tanto este término queda invalidado. Véase: YARITAGUA, COMPLEJO. INVÁLIDO YUCALES, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario) Estado Guárico. Desde su primera aparición en un artículo paleontológico de RUTSCH (1951), esta unidad del Terciario expuesta en el estado Guárico ha sido publicada en varios cuadros de correlación sin que se haya establecido adecuadamente su categoría. SALVADOR (1964-b) recomienda su exclusión de la terminología estratigráfica hasta que la necesidad del término quede demostrada y se haya hecho una definición adecuada. VÁLIDO YUMARE, COMPLEJO DE PRECÁMBRICO SUPERIOR Estado Yaracuy. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) utilizan el nombre de Complejo de Yumare para describir un conjunto de rocas metamórficas de muy alto grado, bien expuestas en el macizo de San Quintín y otros adyacentes, estado Yaracuy. Existen buenos afloramientos en el flanco sur del macizo de San Quintín, así como en los macizos vecinos de Yumarito, La Zurda y Salsipuedes, todos ellos ubicados a unos 10 km al norte de la población de Yumare, estado Yaracuy. (Hoja Nº 6447, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). 1106 La distribución regional de este complejo se restringe a los macizos de Yumarito, San Quintín, La Zurda y Salsipuedes al norte del río Aroa, en el flanco sur de la serranía El Chacal-Cerro Misión-Agua Linda. Forma un cuerpo segmentado por fallas y globalmente elongado en dirección este-oeste, de unos 17 km de longitud, por un ancho medio de unos 2 a 3 km. Esta región constituye el extremo noroccidental de las rocas ígneo-metamórficas de la cordillera de la costa. BELLIZZIA y RODRÍGUEZ (1976) interpretan esos cuatro macizos como bloques fallados, donde rocas del basamento pre-Mesozoico se han puesto en contacto con rocas de diferente petrogénesis. Esta formación está constituida por rocas gnéisicas semejantes a las del Complejo de Yaritagua, así como anortosita, granulita, anfibolita y piroxenita. El gneis cuarzo-feldespático-biotítico, tiene una textura que varía entre el grano medio y pegmatítica. Además del cuarzo, feldespato y biotita, contienen muscovita, epidoto y ocasionalmente hornablenda. Se observan frecuentes bandas félsicas intercaladas, formando gneis bandeado; otros tipos de gneis exhiben textura de "augen" y en ocasiones se presenta esquisto cuarzo-micáceo con textura lepidoblástica.En el macizo de San Quintín la anortosita, granulita, anfibolita y piroxenita, se intercalan con la secuencia del gneis descrito; sin embargo, lo avanzado de la meteorización, la densa vegetación y la escasez de afloramientos dificultan el estudio detallado de las relaciones entre los diferentes tipos de rocas. La anortosita aflora especialmente en el flanco sur del macizo de San Quintín, entre las quebradas San Quintín y Juana. Las rocas frescas tienen color blanco grisáceo amarillento y su meteorización produce suelos de color marrón amarillento. Existen tres variedades principales de anortosita: una maciza de grano grueso a pegmatítico, otra de grano medio a fino y la tercera bandeada en capas delgadas intercaladas con granulita y anfibolita. La mineralogía consiste en plagioclasa (95%) de tipo andesina, ilmenita y hematita como accesorios y cantidades menores de anfíbol y cuarzo. La plagioclasa se altera a epidoto, clorita o sericita; los minerales metálicos a veces constituyen más del 10% de la roca y se presentan diseminados o en formas de agregados y lentes puros. Los porcentajes de ilmenita varían entre 0,4% y 15,8% con un promedio de 5,2%. Los análisis de mineral masivo indican una relación de ilmenita a hematita de 2:1. La pirita es un mineral accesorio, en forma de exsoluciones en los cristales de ilmenita, pero en algunas secciones pulidas forma más del 30% de la mena. En general la anortosita es de mineralogía muy variable, desde casi monominerálica hasta rocas con elevado contenido de anfíbol, con transiciones desde el tipo puro hasta anortosita anfibólica y gneis granulítico-anortosítico. La granulita es esencialmente de grano grueso, densa y maciza y de acuerdo al contenido de minerales característicos se clasifican en: granulita clinopiroxénica, granatífera-piroxénica y clino-orto-piroxénica. Si el anfíbol pasa de accesorio a principal, la granulita se designa piroxeno-anfibólica. En muchas de las variedades de granulita se encuentran minerales metálicos del grupo ilmenita-hematita-magnetita, similares a los de la anortosita. La asociación granulita-anortosita-piroxenita y piroxenita anfibólica está prácticamente restringida al macizo de San Quintín; en los macizos La Zurda y Salsipuedes sólo se 1107 localizan afloramientos aislados de piroxenita, anfibolita y anfibolita granatífera, con predominio del gneis cuarzo-feldespático. No se ha señalado espesor. Según BELLIZZIA y RODRIGUEZ (1976) en su parte norte el complejo está en contacto discordante con las formaciones terciarias Capadare y Ojo de Agua, mientras que hacia el sur, con la Formación San Quintín. No se han reportado fósiles. Por la presencia de granulita y anortosita, los autores del nombre consideraron estas rocas como de edad Precámbrica. Con base a trabajos geocronológicos más recientes, ya está firmemente establecida la presencia de rocas de edad Precámbrica en la cordillera de La Costa (OSTOS et al., 1989; URBANI y OSTOS, 1989; OSTOS, 1990) por consiguiente una edad Precámbrica para el Complejo de Yumare parece adecuada. No se han propuesto correlaciones con otras unidades de la cordillera de La Costa. RODRÍGUEZ (1978) y RODRÍGUEZ y AÑEZ (1978) han estudiado estas rocas por su importancia como depósitos de ilmenita. INFORMAL YUREBA, GRANITO DE PRECÁMBRICO Estado Amazonas. MENDOZA et. al., (1977), designan con este nombre a una de las unidades graníticas que describe informalmente como granitos de Parú, Marueta y Yureba. Estas rocas graníticas, son de colores grises a rosados claros, semimasivas, porfídicas que afloran en las partes medias de los ríos Parú (en Salto Morocoto) y Marueta (en Salto Guacamaya), en el municipio Atabapo delestado Amazonas (Hoja Nº 6928, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Estas rocas guardan en común lo siguiente: 1) aspecto semimasivo, 2) grano grueso, porfídicos, 3) presencia y abundancia local de biotita-hornblenda ± piroxenos, 4) textura hipidiomórfica granular, 5) ausencia de texturas gráfica, mimerquítica y rapakivi, 6) ser intrusivas en rocas tonalíticas a gabroides y estar intrusionadas por aplitas ricas en biotita. Esfena y apatito son los accesorios más comunes. Las cuarzo-monzonitas del Yureba son las más ricas en hornablenda (± piroxeno). Químicamente, estas rocas graníticas muestran moderados contenidos de SiO2, Fe2O3, Na2O/K2O y alto de CaO. La extensión real mínima de estas rocas es de unos 3000 km2. Según lo señalan MENDOZA et. al. (op. cit.), la edad inferida para estos granitos es de 1700 a 1900 Ma. Constituyen fuente probable de columbita - tantalita, ilmenita, casiterita, etc. VÁLIDO YURUARI, FORMACIÓN. PRECÁMBRICO Estado Bolívar. 1108 Referencias: KOROL (1965) propone este nombre para designar la parte basal, constituida esencialmente de rocas sedimentarias de grano grueso de la Serie Pastora (hoy Supergrupo) KALLIOKOSKI (1965 a,c) describe la unidad con mayor detalle, toma en consideración sus variaciones litológicas en escala regional y describe rocas volcánicas ácidas como componentes principales. MENÉNDEZ (1968) redescribe la unidad, le asigna una nueva sección tipo y la encuentra suprayaciendo concordantemente al Grupo Carichapo, con el cual integra el Supergrupo Pastora. ESPEJO (1974) la reconoce en la región de El Manteco-Guri. Localidad tipo: Sector del río Yuruari, situado entre un punto 1 km al este de la desembocadura de la quebrada Cicapra y otro unos 5 km al este del caserío de Pastora, municipio autónomo Roscio del estado Bolívar. (Hoja Nº 7738, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Extensión geográfica: La unidad aflora irregularmente desde la frontera con Guyana al este, hacia la zona ubicada 30 km al oeste de Guasipati y a lo largo del río Caroní hasta las inmediaciones de La Paragua al oeste y San Pedro de las Bocas al Este; también aflora en la parte noreste de la región Botanamo del estado Bolívar (BENAIM, 1972). Descripción litológica: La litología es esencialmente un producto de volcanismo dacítico o riodacítico muy bien desarrollado en su parte media y superior donde contienelavas, brechas y tobas, además de areniscas y limolitas feldespáticas de estratificación delgada (MENÉNDEZ, op. cit., 1994). En la parte inferior contiene filitas manganesíferas y grafíticas de estratificación fina, interlaminada con limolitas feldespáticas y con filitas cloríticas. Las rocas epiclásticas de estratificación delgada a laminadas se presentan comúnmente en paquetes hasta de 5 m de espesor; están constituidas por metareniscas feldespáticas de grano fino a medio que gradan a metalimolitas y que alternan rítmicamente con láminas de filitas grises a negras, o con láminas de esquistos sericítico cloríticos. Metareniscas volcánicas son comunes en la parte media a superior de la sección expuesta de la unidad y están asociadas a tobas, brechas y lavas dacíticas en paquetes de hasta metros de espesor aparente. Las metalavas dacíticas contienen abundantes fenocristales de feldespato y de cuarzo. ESPEJO (op. cit.) encuentra una composición litológica semejante de la unidad en la región de El Manteco-Guri, y hace énfasis en que en la parte inferior hay mayor participación de material volcánico redepositado y que la presencia de estructuras turbidíticas sugiere que corrientes de turbidez actuaron durante el depósito de esta parte de la secuencia. La secuencia presenta plegamiento isoclinal, esquistosidad paralela a la estratificación y metamorfismo regional de intensidad variable dentro de la facies del esquisto verde y localmente metamorfismo térmico, hasta la facies de la corneana hornabléndica, en el contacto con rocas graníticas. Ambiente tectónico y petrogénesis: La unidad es producto de vulcanismo esencialmente dacítico ocurrido al final del ciclo volcánico-sedimentario que dio origen a los cinturones de rocas verdes primarios de la Provincia Geológica de Pastora (MENÉNDEZ, 1994). 1109 Relaciones del Campo: Según KOROL (1965) y KALLIOKOSKI (1965-a), la unidad infrayace concordantemente a la Formación El Callao o en su ausencia a la Formación Caballape. Según MENÉNDEZ (op. cit.) en la región de Guasipati, la unidad suprayacecon contacto transicional al Grupo Carichapo, el contacto es gradacional con la Formación Cicapra en la parte oeste de la región, en la parte noroeste y noreste, suprayace a la Anfibolita de Carichapo y en la parte sur a la Formación El Callao, donde Cicapra está ausente; infrayace a la Formación Caballape con discordancia angular. Localmente está intrusionada por el Complejo de Supamo y por intrusiones graníticas menores. En la región de El Manteco-Guri, ESPEJO (op. cit.) señala que la unidad suprayace concordante y transicionalmente a las metavolcánicas básicas de Carichapo e infrayace concordantemente a la Formación La Cuaima y localmente está intrusionada por granitos jóvenes. El espesor máximo de esta formación es cerca de 1000 m según MENÉNDEZ (op. cit.). ESPEJO (1974) calcula un espesor mínimo de 1500 m en la región de El Manteco-Gurí. Edad: KLAR ( en MENÉNDEZ, 1994), determinó por U/Pb en circones procedentes de las lavas de la unidad, que afloran en el Paso Real de Pastora en el río Yuruari, que el vulcanismo dacítico de la Formación Yuruari tuvo lugar hace 2.200 ± 100 Ma. Correlación: MARTIN,(1974), la considera equivalente al Grupo Caroní. KLAR (op. cit.) señala que el volcanismo dacítico de Yuruari y los plutones subvolcánicos de pórfido de cuarzo de Mandingal y Cerro Pelón que la intrusionan son comagmáticos. Sinonimia: Formación Guasipati de SHORT y STEEKEEN (1962) y Rocas Foliadas de Puedpa de MCCANDLESS. (1966). Importancia Económica: La unidad ofrece buenasperspectivas en la búsqueda de oro, metales básicos (Cu, Pb y Zn) y manganeso (BENAIM, 1972). Los metasedimentos feldespáticos de esta formación podrían constituir buenos depósitos de caolín por su bajo contenido de componentes ferruginosos. INVÁLIDO YURUARI, ANFIBOLITA DE PRECÁMBRICO Estado Bolívar. Este nombre fue empleado por SHORT y STEENKEN (1962) para designar anfibolitas y esquistos anfibolíticos de color verde oscuro y gris verdoso, expuestos en el río Claro y en la carretera Upata-Guasipati, estado Bolívar. Estudios posteriores han establecido que estas rocas forman parte del Grupo Carichapo. Véase: CARICHAPO, GRUPO. 1110 Z INFORMAL ZAMURO, MIEMBRO (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Estado Zulia. El término Formación Zamuro fue publicado originalmente por RUBIO (1960), para designar las arenas superiores del Eoceno, en los campos costaneros del distrito Bolívar, costa oriental del lago de Maracaibo. El término aparentemente reemplazaba al de Arenisca Micácea Superior del Staff of CARIBBEAN PETROLEUM CO. (1948). RUBIO no describió la unidad, y en su columna estratigráfica tipo presenta la Formación Zamuro Inferior, equivalente a las Arenas "B-4" y "B-5" y la Formación Zamuro Superior, equivalente a los Miembros "B-3", "B-2" y "B-1". BRONDJIK (1967) y WALTON (1967), consideraron la unidad como miembro informal de la Formación Misoa. Con este sentido, aparecen en la Tabla III de correlación de BARBEITO et al., (1985), correspondiendo a sus Unidades Informales 6 y 7. Véase: MISOA, FORMACIÓN. INVÁLIDO ZAPA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Barinas. MACKENZIE (1937-a, b) introdujo este nombre para designar las lutitas oscuras arenosas expuestas en la región de Barinas, de edad supuestamente Eoceno superior. ALBERDING (1965) estudió de nuevo estos sedimentos y demostró que en realidad son cretácicos y el nombre es sinónimo de la "Facies Quiú" de KEHRER (1938-a, b), y de parte de la actual Formación Colón. INFORMAL ZÁRATE, CONGLOMERADO DE PRECÁMBRICO INFERIOR Estado Bolívar. Este término fue introducido por KALLIOKOSKI (1965-c), para designar una unidad incluida en su Serie Real Corona, compuesta de grandes masas conglomeráticas, expuestas cerca del poblado de Zárate, 3 km al suroeste de La Flor, estado Bolívar. El nombre es sinónimo del término Subunidad Conglomerado de la Formación Real Corona del mismo autor (1965-a). Según KALLIOKOSKI, la unidad es local y posiblemente representa una 1111 facies lateral gruesa de la Cuarcita de Mápares, en el extremo oriental del sinclinal. El autor describió vastos bloques cuadrangulares, distribuidos caóticamente, de conglomerados compuestos de bandas conglomeráticas y cuarcíticas. El conglomerado contiene tres tipos de guijarros cizallados: pardos de cuarzo-andalusita-rutilo- (hematita-magnetita), de hematita especular, y de cuarzo blando sacarino, en una matriz de cuarzo-andalusitahematita (muscovita), de color variable entre blanco y azul gris. La unidad ha sido metamorfizada a la facies de la hornablenda-hornfels, de temperatura y presión moderada. Por su equivalencia lateral con la Cuarcita de Mápares, su edad es posterior a Imataca. KALLIOKOSKI (op. cit.) correlacionó la unidad con la Cuarcita de Mápares y con algunos conglomerados de la Formación Cinaruco, y la consideró como mena de hierro de bajo tenor. El término se considera como válido aunque informal debido a su descripción imprecisa. INVÁLIDO ZARAZA, CAPAS DE, GRUPO, "SERIE" CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Guárico. STEHLIN (1928) empleó el término Serie Zaraza para designar areniscas fosilíferas cerca del pueblo del mismo nombre. KAMEN-KAYE (1942) mencionó el Grupo Zaraza. SELLIER DE CIVRIEUX (1956 Léxico Estratigráfico de Venezuela) reseñó los datos conocidos para la fecha. Su empleo posterior fue resumido por SALVADOR (1964-b) quien recomendó su rechazo. Las capas se incluyen en la Formación Chaguaramas de uso actual. Véase: CHAGUARAMAS, FORMACIÓN. VÁLIDO ZAZÁRIDA, FORMACIÓN CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Estado Falcón. Referencias: Se propone este nombre formacional para todos los depósitos fluviales que forman la terraza más alta a lo largo del borde sur de los planos costaneros de Falcón central y occidental. Localidad tipo: Está situada a 6 km al sureste del pueblo de Zazárida, distrito Buchivacoa, Falcón, donde estos depósitos forman una colina de color rosado, identificada como Curarí en la Hoja Nº 6149, escala 1:100.000, Cartografía General. 1112 Descripción litológica: La formación consiste de arcillas limosas y arenosas, de colores blanco-amarillentos y rojos, interestratificadas con delgadas capas de arena cuarzosa, de grano medio localmente con estratificación cruzada y gruesas lentes de conglomerado fino a grueso con estratificación cruzada. Estos conglomerados semi-consolidados consisten de guijarros de ftanita, cuarzo y nódulos de hierro en una matriz de arcilla ferruginosa, roja y parda. En la localidad tipo, la formación contiene tres horizontes lateríticos que consisten de nódulos de hierro, cementados por arcilla ferruginosa roja. Disolución y transporte de esta arcilla por aguas meteóricas da el típico color rosado al área de afloramiento. Espesor: En la localidad tipo, la Formación Zazárida tiene 92.5 metros de espesor, pero datos del subsuelo indican que adelgaza rápidamente hacia el oeste y noroeste. Relación de campo: El contacto inferior está representado por una discordancia angular con formaciones más antiguas y con la presencia ocasional de canales erosivos en la superficie de estas. El contacto superior es una discordancia levemente angular que separa la Formación Zazárida de la Formación Buchivacoa o de unidades más jóvenes. En el subsuelo este contacto está marcado por un paleosuelo, caracterizado por la presencia abundante de nódulos ferruginosos y otros productos de oxidación. Edad: Solamente se encontraron raros foraminíferos arenáceos redepositados, que no indican edad relativa para estos sedimentos. Sedimentos fluviales se depositan en escala regional solamente durante períodos de nivel marino relativamente alto, o sea de poco gradiente fluvial. La distribución de la Formación Zazárida que es bastante constante y regular en forma regional, hace pensar que sus sedimentos se depositaron durante un levantamiento eustático del nivel del mar en una época interglacial del Pleistoceno. La fuerte discordancia angular entre esta formación y el Conglomerado de Coro sugiere que un intervalo de tiempo relativamente largo transcurrió entre la deposición de ambas formaciones. La Formación Zazárida parece haberse depositado durante el Pleistoceno medio en la época de niveles marinos altos de la interglacial Yarmouth. El paleosuelo que cubre el tope de la formación se originó durante la siguiente época glacial (Illinois), en la estación pluvial correspondiente a estas latitudes. Correlación: Cerca de Sabaneta, al sureste de Zazárida, Dividival, al sur de Borojó y cerca de Cuarenta Pesos en el estado Falcón se encuentran afloramientos de la Formación Zazárida. Se encuentra en el subsuelo de los planos costaneros, donde muestra una disminución del tamaño de los granos hacia el noroeste y oeste. Correlaciona con la parte superior de la Formación El Milagro del arco de Maracaibo y de la depresión del lago y con parte del ciclo 3 de la bahía de Calabozo. Paleoambientes: La Formación Zazárida representa los remanentes de antiguos conos fluviales, localmente coalescentes, depositados a lo largo del frente de montaña de las serranías de Falcón. INVÁLIDO 1113 ZENDA, FASE (Formación Las Brisas) MESOZOICO (Jurásico - Cretácico) Estado Miranda. AGUERREVERE y ZULOAGA (1937, 1938), Describen la unidad con el nombre de Fase Zenda, un horizonte de calizas macizas, algo conglomeráticas y feldespáticas que forma la parte superior de la Formación Las Brisas. Véase: ZENDA, MIEMBRO VÁLIDO ZENDA, MIEMBRO (Formación Las Brisas) MESOZOICO Estado Miranda. Referencias: AGUERREVERE y ZULOAGA (1937, 1938) describen la Fase Zenda como un horizonte de caliza (mármol) masiva, conglomerática y feldespática en la parte superior de la Formación Las Brisas. Estos autores (1937) incluyen el mármol de las localidades de La Mariposa, El Encantado y Lira como pertenecientes a esta unidad, pero en 1938 indican que las localidades de El Encantado y Lira pertenecen a la Formación Las Mercedes. DENGO (1951) utiliza el nombre de Miembro Zenda y lo restringe fundamentalmente a los cuerpos de mármol masivo dentro de la Formación Las Brisas, señalando que tienen aproximadamente la misma posición, apoyando la primera interpretación de AGUERREVERE y ZULOAGA (1937). SMITH (1952) separó al gneis microclínico asociado del mármol de Zenda. URBANI (1969, 1973) reseña el hallazgo de una localidad con fósiles bien preservados, cuya identificación permite determinar una edad del Jurásico tardío. WEHRMANN (1972) complementa la descripción de la unidad. PEREIRA (1974), URBANI y LÓPEZ (1994 y URBANI et al. (1997) estudian la variación de dolomita en los mármoles de este miembro. Localidad tipo: Sitio de Zenda en la carretera antigua de Caracas a Los Teques, estado Miranda. (Hoja N° 6747, escala 1:100.000, Cartografía Nacional). Existen buenos afloramientos en: Morro de la Guairita, Parque Cueva del Indio, El Cafetal; canteras de la zona de Peñón de Lira, fila de Mariches; y de la hacienda El Encantado, al sureste de la urbanización Macaracuay. Descripción litológica: Es un mármol macizo en forma de masas lenticulares de espesores variables, a veces intercalados con esquisto microclínico - muscovítico, cuarzo - micáceo o grafitoso. Por su lenticularidad y contenido fosilífero se ha interpretado de origen biohérmico. En La Mariposa el mármol consiste en 60% de carbonatos, con cuarzo, microclino, plagioclasa, muscovita, grafito y pirita, mientras que en Peñón de Lira es casi exclusivamente de carbonatos recristalizados con pequeña cantidad de cuarzo (DENGO, 1951, 58-59). URBANI (1969) estudia varias muestras de mármol de varías unidades de la cordillera de La Costa, encontrando que en este miembro son dolomíticos, de colores más 1114 claros, mientras que en la Formación Las Mercedes son principalmente calcíticos. LAUBSCHER (1955) presenta un estudio del área de Baruta, interpretando que los cuerpos de mármol son formas tectónicas, tales como "boudins", bloques girados y lentes tectónicos, envueltas en una zona de rocas desintegradas mecánicamente que en ocasiones parecen verdaderos conglomerados sedimentarios. WEHRMANN (1972, p. 2102) señala como mineralogía típica calcita o dolomita (85%), cuarzo (4,5), muscovita (2,5), feldespato (2,5), malaquita-azurita-pirita (4) y grafito (1), menciona además que algunas rocas al romperlas desprenden H2S (mármoles fétidos). Espesor: Se ha estimado hasta en 70 m en la cantera de La Mariposa. En la zona de Los Naranjos y Peñón de Lira el espesor puede ser cercano a 200 m. Extensión geográfica: Aflora como una franja discontinua de orientación aproximadamente este-oeste, en La Mariposa, sur de Baruta, La Trinidad, La Guairita, El Encantado, Los Naranjos y Lira (DENGO, 1951). Pero posteriormente otros cuerpos han sido cartografiados: WEHRMANN (1972) señala el sector de Caiza cerca de Caucagüita, mientras que ASUAJE (1972) delimita otros cuerpos en la zona de Salmerón- Araira. Relaciones de campo: Según DENGO (1951) y WEHRMANN (1972) los contactos son concordantes y gradacionales con los esquistos y metaconglomerados, mientras que LAUBSCHER (1955) encuentra que los contactos son de tipo tectónico. Fósiles: WOLCOTT (1943), halla una localidad fosilífera en la quebrada Care, al este de Guatire, estado Miranda. DENGO (1951, p. 51) en la zona de Los Naranjos, sureste de Petare, encuentra estructuras que posiblemente representen algas. URBANI (1969) ubica una localidad fosilífera en la Cueva del Indio, La Guairita, consistente en pelecípodos silicificados que al disolver la roca con ácido clorhídrico se presentan con muy buen estado de preservación y prácticamente sin deformación. Estos fueron identificados como Exogyra sp. aff.Virgula (DEFRANCE) (E. G. KAUFMANN, en DÍAZ DE GAMERO, 1969). Edad: La fauna encontrada por WOLCOTT (1943) se atribuye al Jurásico - Cretácico, mientras que la fauna hallada por URBANI (1969) es del Jurásico tardío (Kimmeridgiense). Paleoambiente: DENGO (1951, p. 55) sugiere un origen de arrecifes biohérmicos. Igualmente CHARLTON (1964) señala que estas rocas dolomíticas se restringen a una faja en sentido este-oeste, que sugiere que el nivel original pueda haber tenido también una forma lineal y que pudo haber sido efectivamente un arrecife. Otros autores (NAVARRO et al, 1988, p. 428; URBANI et al., 1997) han interpretado estas rocas como formadas en bancos carbonáticos de una plataforma continental de aguas someras. Geoquímica: SMITH (1948, 1952, p. 350) analiza algunas muestras de mármoles de este miembro, siendo el primero en mostrar que estas rocas son ricas en magnesio, por ende en dolomita, PEREIRA (1973) analiza químicamente muestras del Peñón de Iglesitas en La Guairita, encontrando una distribución bimodal en el contenido de magnesio, predominando los mármoles dolomíticos. Igualmente URBANI y LÓPEZ (1994) analizan muestras del Peñón de La Guairita, encontrando una proporción de 10:1 entre mármoles 1115 dolomíticos y calcíticos respectivamente, URBANI et al., (1997) presentan los resultados del análisis de muestras de mármol de diversos cuerpos al sur de Caracas, reportando una variación regional de disminución del contenido de dolomita de oeste a este. Sinonimia: Zenda, Conglomerado de, Conglomerado Calcáreo de, Fase Conglomerática de, Miembro, Caliza de. Véanse: LAS BRISAS, FORMACIÓN; CARACAS, GRUPO INFORMAL ZETA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Estado Monagas. BORGER (1952) publicó originalmente el término Miembro Zeta para designar al sexto, en orden descendente, de los ocho miembros en que se ha dividido la Formación Quiriquire. La localidad tipo se halla en el pozo Q-228, en la parte centro-oriental del campo petrolífero de Quiriquire, Distrito Piar del Estado Monagas. Las arenas del Miembro Zeta, son productoras de petróleo en dicho campo. Véase: QUIRIQUIRE, FORMACIÓN. INFORMAL "ZONA FORAMINIFERAL INFERIOR" (Formación Colón) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Zulia. Este término, publicado originalmente por KEY (1960), ha sido utilizado informalmente durante muchos años para designar una unidad bioestratigráfica característica que se reconoce en la parte inferior de la Formación Colón en gran parte de la cuenca del lago de Maracaibo. Según KEY, las siguientes especies identifican la zona: Bulimina petrolera, Clavulinoides trilatera var, concava, Dorothia sp. cf. D filiformis, Guadryina laevigata, Globotruncana arca, Globotruncana fornicata, Gyroidinoides colombianus, Planulina spissocostata, Pseudogaudryinella colombiana, Pseudogümbelina excolata, Pullenia cretácea, Rugoglobigerina rugosa, Siphogenerinoides cretaceus. KEY señaló además que el intervalo corresponde aproximadamente a la Zona de Pullenia cretacea, establecida por CUSHMAN y HEDBERG (1941) en el departamento Santander del Norte, Colombia. En su parte basal KEY reconoció un conjunto faunal típico que denominó Subzona de Bolivinoides decoratus. 1116 INFORMAL "ZONA FORAMINIFERAL SUPERIOR" (Formación Colón) MESOZOICO (Cretácico tardío) Estado Zulia. Este término, publicado originalmente por KEY (1960), ha sido utilizado informalmente durante muchos años para designar una unidad bioestratigráfica característica, presente en la parte superior de la Formación Colón, en gran parte de la cuenca del lago de Maracaibo. Según KEY esta zona corresponde aproximadamente a la Zona de Siphogenerinoides bramlettei establecida por CUSHMAN y HEDBERG (1941) en el departamento Santander del Norte, Colombia. En el subsuelo de la región de Alturitas, Zulia occidental, el tope de la zona se distingue por la aparición de Marginulina silicula y Loxostomum plaitum. KEY señaló además las siguientes especies como características de la zona: Gümbelitria cretacea, Haplophragmoides excavatus, Planularia dissona, Siphogenerinoides bramlettei, Siphogenerinoides parvus. INVÁLIDO ZUATA, FORMACION CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Estado Guárico. HEDBERG (1950-a, p. 1204) introdujo este término (mal escrito "Suata"). Junto con las formaciones Cucharo y Santa Lucía, infrayacentes, SALVADOR (1964-b) recomendó rechazar la Formación Zuata por no existir criterios válidos para establecer su contacto basal, a pesar de que su contacto superior con la Formación Freites está bien definido. 1117 INDICE DEL LÉXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA (Tercera Edición) La Tercera Edición del Léxico Estratigráfico de Venezuela contiene 1313 descripciones de los cuales 525 corresponden a términos estratigráficos válidos (*), 257 a términos informales (**) y 531 a términos inválidos. LETRA "A" "A" (o "AB") a "U", ARENAS** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) (Formación Oficina) "A" a "F", ZONAS** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) (Formación La Pica) "A" a "G", ARENAS** CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) (Formación La Pascua) "A" a "T", UNIDADES ** MESOZOICO: (Cretácico)-CENOZOICO "A-1" a "C-4", "A-1" a "E-4", ARENAS** CENOZOICO: (Terciario: Mioceno) (Formación La Pica) A4, A3-4, A3, A2, Al A, A1-E Zonas CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) ABISINIA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno medio) ACOSTIENSE, PISO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno)CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Acurigua, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Acurigüita, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) (Formación Agua Salada) ACURIGÜITA, MIEMBRO DE, LUTITAS DE,** (Formación Ricoa) CENOZOICO (Terciario: Oligo-Mioceno) Agua Amarilla, Formación, Paquete de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) AGUA BLANCA, FORMACIÓN* MESOZOICO: (Cretácico: Aptiense?) AGUA CLARA FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Aguada Grande, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) AGUA LINDA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Agua Negra, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) AGUA NEGRA, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Agua Salada, Arcillas de, Formación, Serie CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Agua Salada Tone, Zonas CENOZOICO (Terciario: Mioceno) AGUA SALADA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: OligocenoMioceno medio-tardío) AGUA SALADA, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Agua Viva, Esquistos de MESOZOICO: (Cretácico) AGUA VIVA, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MESOZOICO: (Cretácico tardío) Aguada, Miembro MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense) AGUARDIENTE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Agüide, Caliza de, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Agüide, Capas de CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Algarrobo, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Algodones, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) ALGODONES, MIEMBRO*, (Formación Codore) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Alpha, Arena (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) ALPHA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) ALTAMIRA, BASALTO DE* MESOZOICO: (Jurásico medio-tardío) Altamira, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) AMACURO, MIEMBRO** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) AMARILLO, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Ambrosio, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Ammobaculites Columbianus, Zona de MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) AMMOBACULITES, cf. STRATHEARNENSIS, ZONULA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno) AMMOBACULITES, HORIZONTE CON ** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) AMMOBACULITES SP., ZÓNULA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) AMMOMARGINULINA COLOMBIANA, ZÓNA DE* MESOZOICO (Cretácico) AMUAY, MIEMBRO* (Formación Paraguaná) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Anfibolita, Subunidad de PRECÁMBRICO Angostura, Formación, Grupo CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) ANOMIA, SUBZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Antímano, Caliza de MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Antímano, Fase MESOZOICO (Cretácico?) ANTIMANO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Antón Coro, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) APA, COMPLEJO DE** MESOZOICO (Cretácico) APARTADEROS, DIAMICTITA DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) APÓN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) APURE, ESQUISTOS DE* PRECRETÁCICO (Paleozoico?) ARABOPÓ, ROCAS PIROCLÁSTICAS DE** PRECÁMBRICO Aragua, Arenisca de, Formación MESOZOICO (Cretácico tardío) Aragua, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) ARAGUATIENSE, PISO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Araguita, Formación MESOZOICO: (Cretácico tardío) Araguita, Paquete de (Formación Naricual) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) ARAMINA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: (Mioceno medio?-tardío?) ARANDIA, MIEMBRO** (Formación Pagüey) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) ARAURE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Araya, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno) ARAYA, TERRAZAS DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Araya-Paria, Grupo Metamórfico de MESOZOICO Arcaico, Complejo PRECÁMBRICO Arenas 1 a 16 (Formaciones Caujarao y Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Arenisca Basal, Formación de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) AREO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Areo, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) "Arimpia", Formación o Grupo CENOZOICO (Terciario: Mioceno) AROA, FORMACIÓN MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Arqueano, Complejo PRECÁMBRICO Arrayanes, Formación, Grupo MESOZOICO (Cretácico) Arrimpia El Rodeo, Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) ASTEROCYCLINA ASTERISCA, ZONA DE* ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) ATABAPO, GRANITO DE* PRECÁMBRICO AVENTINO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno?) ÁVILA, COMPLEJO** PREMESOZOICO AZA, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO AZUL, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) LETRA "B" "B" (o "B-X"), FORMACIÓN, INTERVALO, MIEMBROS, UNIDADES ** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Bachacal, Arenas de, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Bachaquero, Arena de, Arena Principal de, Arcillas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BACHAQUERO, MIEMBRO* (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Bajo Grande, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) BAJO GRANDE, MIEMBRO** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Barbacoas, Caliza de, Lutita de MESOZOICO (Cretácico) BARCO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Barinas "Outwash Apron" CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) BARIRO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) Barqueta, Miembro (Formación Mostrencos) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) BARQUISIMETO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Maestrichtiense) BARRANQUÍN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico temprano) BARRANQUITA, CAPAS DE** CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Barrialito, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) BARRIGÓN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno temprano) Barure, Formación MESOZOICO (Cretácico) Basamento, Complejo del PRECÁMBRICO Basamento, Rocas del PRECÁMBRICO (?) BATALLÓN, MORRENAS DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Batatal, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Batatuy, Grupo, Serie PALEOZOICO (Carbonífero tardío) BATHYSIPHON- FAUNA REDEPOSITADA, ZÓNULA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BATHYSIPHON SP. A., ZONA DE ** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BATHYSIPHON, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Bebedero, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) BELLA VISTA, ASOCIACIÓN* PRECÁMBRICO SUPERIOR Bella Vista, Formación PRECÁMBRICO SUPERIOR BELLACA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Campaniense tardío-Maestrichtiense) Bergantín, Areniscas de, Capas de, Formación MESOZOICO (Cretácico) Berjadin, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BERLÍN, ARRECIFE DE** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno medio) BETA MIEMBRO, ** CENOZOICO (Terciario: Plioceno) (Formación Quiriquire) Beta, Arena CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) (Formación Oficina) Betijoque Capas de, Grupo CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) BETIJOQUE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) BLANCO, MIEMBRO, (Formación Oficina) ** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BOBARE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense?-Albiense) Boca de Don Diego, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) BOCANA, CALIZA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Bocaína, Miembro (Formación Pecaya) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) BOCAS, COMPLEJO* MESOZOICO (Jurásico?-Cretácico temprano) Boconó, Caliza de CENOZOICO (Terciario) "Bocorrón", Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) BOLIVINA ALAZANENSIS, ZÓNULA DE* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) BOLIVINA INCRASSATA, SUBZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) BOLIVINA, SUBZONA DE ** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BOLIVINOIDES DECORATUS, SUBZONA DE* MESOZOICO (Cretácico tardío) BOLIVINOIDES RHOMBOIDEA, SUBZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Boquerón, Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Boquerón, Formación MESOZOICO (Cretácico) BORRACHA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) BOSCÁN, ARENAS DE, ** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Boscán, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) BOTANAMO GRUPO* PRECÁMBRICO BOTUCAL, ARENISCAS DE MIEMBRO DE* (Formación Morán) CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano-medio) Bourdones, Capas de MESOZOICO (Cretácico) Bruzual, Arcilita de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) BUCHIVACOA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) Buena Vista, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) BURGÜITA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense tardío) LETRA "C" C (o CX) MIEMBROS** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CABALLAPE, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO CABIMAS, ARENA DE** (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Cabo Blanco, Capas de CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) CABO BLANCO, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) CABO CODERA, COMPLEJO ** MESOZOICO? CABRIALES, GNEIS DE** PRE-MESOZOICO Cacagual, Arena de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CACHIMBO, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO CACHIPO, LUTITAS DE** (Formación Chiguana) CENOZOICO (Terciario Superior?-Cuaternario) Cachipo, Miembro (Formación Carapita) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Cachirí, Caliza de MESOZOICO (Cretácico) Cachirí, Grupo PALEOZOICO (Devónico) "Cadore", Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CADULUS, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CAICARA, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO CAICAITO, MIEMBRO * (Formación Las Piedras) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) CAIGÜIRE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Calderas, Formación MESOZOICO (Cretácico: Albiense) CAMPO CHICO, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Devónico medio-superior) Campo Santo, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno) CANGUA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CANOA, FORMACIÓN* MESOZOICO: (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) CANTAGALLO, METAGABRO DE** MESOZOICO (Cretácico) CANTAURE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) CAÑA BRAVA, MIEMBRO* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) (Formación La Sierra) Cañadones, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CAÑAOTE, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Ordovícico) CAÑO DEL NOROESTE, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero inferior medio) CAÑO DEL OESTE, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Devónico medio) Caño Dulce, Capas de, Formación CENOZOICO CAÑO GRANDE, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Devónico temprano-medio) CAÑO MARI, GRANITO DE* PRECÁMBRICO CAÑO INDIO, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) CAÑO ROJA, TONALITA DE* PRECÁMBRICO CAPACHO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Turoniense) CAPADARE, CALIZA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) CAPADARE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Capadare, Serie CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) CAPARO, FORMACIÓN PALEOZOICO (Ordovícico tardío) Caparo, Grupo, Serie PALEOZOICO (Ordovícico) Caparo-Bella Vista, Grupo, Serie PALEOZOICO "Caparro"-Bella Vista, Serie PALEOZOICO CAPAYA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) CAPIRICUAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Capitanejo, Arenas de, Areniscas de, Miembro de Areniscas de, "Sables" de CENOZOICO CARACAS, GRUPO* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Caracas, "Serie" MESOZOICO CARACHE, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) CARACOL, MIEMBRO** (Formación León) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) CARACOLITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) CARAMACATE, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno medio) Caramacate, Miembro CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) "Carapicual", Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CARAPITA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Carapo, Formación PRECÁMBRICO CARATAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Carbón, Primer Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno) Carbón, Tercer Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno) CARBONERA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) CARENERO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) CARIAQUITO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) Caribe, Serie, Sistema MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) CARIBE, SISTEMA** MESOZOICO CARICHAPO, ANFIBOLITA DE** PRECÁMBRICO CARICHAPO, GRUPO* PRECÁMBRICO Carichapo Pastora, Asociación PRECÁMBRICO Carichapo-Pastora-Cuchivero Asociación, PRECAMBRICO Caripe, Caliza de MESOZOICO (Cretácico) CARIPE, MIEMBRO* (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense temprano) CARIPITO, MIEMBRO*(Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Carmelo, Formación (?) MESOZOICO (Cretácico tardío) CARONI, GRUPO** PRECAMBRICO Carora, Arenisca de, Caliza de, MESOZOICO (Cretácico) Carorita, Caliza de MESOZOICO (Cretácico temprano) CARORITA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico temprano) CARRIZAL, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Cámbrico temprano) Carrizal, Plutón de PRECÁMBRICO (?) CARUAO, COMPLEJO MIGMATÍTICO DE* PALEOZOICO CARUM, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Carum, Miembro (Formación Caicara) PRECÁMBRICO CARÚPANO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) CARÚPANO, INTRUSIVAS GRANÍTICAS JÓVENES DE** CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) CARVAJAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) "Casa Bentura", Capas de CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) CASA VENTURA, CAPAS DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) CASA VERDE, DIQUE ** PRECÁMBRICO (?) CASCAJAL, CONGLOMERADO DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno?) CASIQUIARE, COMPLEJO* PRECÁMBRICO CASTILLETES, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Cuaternario: Pleistoceno) CASTILLO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) CASTILLO DE ARAYA, CAPAS DE** CENOZOICO (Terciario: Plioceno?-Cuaternario: Pleistoceno?) CASTILLO DE ARAYA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Castillo de Araya, Terrazas del CENOZOICO (Terciario: Plioceno?-Cuaternario: Pleistoceno ?) CASTILLO DE SAN ANTONIO, CAPAS DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Casupal, Capas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) CASUPAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio?) Casupal Riolita de, (Asociación Riolítica) MESOZOICO (Triásico-Jurásico) CATAPSYDRAX DISSIMILIS, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) CATAPSYDRAX STAINFORTHI ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) CATATUMBO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Cataurito, Formación MESOZOICO (Cretácico tardío) CATIA, MIEMBRO* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) (Formación Playa Grande) CAUCAGUA, CAPAS DE** CENOZOICO (Terciario tardío) CAUCAGUA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) "Cauredalito", Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CAUDERALITO, MIEMBRO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) (Formación Agua Clara) CAUJARAO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-Plioceno temprano) CAÚS. FORMACIÓN* CAUTARO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) CAYETANO, PSEUDO-GNEIS** (Formación Cañaote) PALEOZOICO (Ordovícico) Cazadero, Formación MESOZOICO (Cretácico (Cretácico tardío) tardío) CEBOLLETA MIEMBRO DE CALIZAS DE* (Asociación El Águila) PALEOZOICO (Pérmico) CEDEÑO, SUPERGRUPO** PRECÁMBRICO CEIBOTE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) CERRAJÓN, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Cámbrico tardío-Ordovícico) CERRO AZUL, ASOCIACIÓN* PALEOZOICO SUPERIOR Cerro Azul, Capas de PALEOZOICO Cerro Azul, Formación PALEOZOICO SUPERIOR CERRO BOQUERÓN, ORTOGNEIS DE* MESOZOICO (Cretácico) CERRO CAMPANA, CALIZA DE** CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío?) Cerro Campana, Capas de, Formación, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Cerro Cochino, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Cerro Corazón, Caliza de, Capas de Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Cerro de Oro, Capas de Grupo, Serie MESOZOICO (Cretácico tardío) CENOZOICO (Terciario temprano) CERRO GATO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) CERRO GUANACIPANA, MONZONITA CUARCÍFERA DE* PRECÁMBRICO SUPERIOR CERRO LA CEIBA, MIGMATITA MONZONITA CUARCÍFERA DE** PRECÁMBRICO CERRO LA CEIBA, MIGMATITA DE** PRECAMBRICO Cerro La Neblina, Rocas de PRECÁMBRICO Cerro Misoa, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CERRO MISIÓN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Cerro Misión, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) CERRO NEGRO, MIEMBRO*(Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) CERRO PELADO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) CERRO PELÓN, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE** MESOZOICO (Cretácico?) CERRO PELÓN, PLUTÓN DE* * PRECÁMBRICO Cerro Peñas Blancas, Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Cerro Venado, Caliza de Conglomerado de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CERRO VERDE, MIEMBRO* (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) CERRO VIGIA FORMACIÓN** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno?) CHACAO, COMPLEJO ULTRAMAFICO DE** MESOZOICO (Cretácico) CHACUAL, COMPLEJO DE* MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario) CHAGUARAMAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) CHAMA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) CHAPAPOTAL, MIEMBRO*(Formación Carapita) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Chaparral, Grupo CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) CHARA, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO CHARALLAVE, CONGLOMERADO DE** MESOZOICO? CHEJENDÉ, MIEMBRO*(Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) Chiguaje, Formación, Paquete Marino de, Zona Marina de CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) CHIGUAJE, MIEMBRO* (Formación Codore) CENOZOICO (Terciario: Plioceno Chiguaje, Miembro* (Formación La Vela) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) CHIGUANA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno temprano) CHIGUAO, GRUPO** PRECÁMBRICO CHIMANA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) CHIMANA GRANDE, MIEMBRO* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) CHOFFATELLA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Aptiense) CHORONÍ, GNEIS GRANITICO DE** PALEOZOICO (?) CHUPARIPAL, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico temprano) Churuguara, Capas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) CHURUGUARA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno temprano-Mioceno temprano) CHURUGUARITA, CALIZAS DE** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Churuguarita, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) "Churuguarito" Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) CHUSPITA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico temprano) CIBICIDES, SUBZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Cibicides Kugleri, Zona de CENOZOICO (Terciario Mioceno) CICAPRA, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Cienfuegos, Lignito de CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) CIMARRONA, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) CINARUCO, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Cinco Ceibas, Calizas de MESOZOICO (Cretácico temprano) CLAVULINOIDES, ÁSPERA ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) COBRE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) COCHE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) COCUIZA, MIEMBRO*(Formación San Gregorio) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) "Codera", Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CODORE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno tardío) Cogollo, Formación MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) COGOLLO, GRUPO* MESOZOICO (Cretácico) COJEDES, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Cojoro, Arenisca de MESOZOICO (Triásico) COJORO, GRUPO* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Colón, Caliza de MESOZOICO (Cretácico tardío) COLÓN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) COLONIA TOVAR, GNEIS DE* PALEOZOICO COLORADO, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Concepción, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CONCEPCION, MIEMBRO** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Conglomerado, Subunidad de PRECÁMBRICO CONOROPA, ROCAS DE** PALEOZOICO? CORNEJO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Coro, Conglomerado de CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) CORO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Corocorote, Miembro de Calizas de CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Corocorote, Paquete de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CORRAL VIEJO, MIEMBRO* (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío) "Corritos", Formación MESOZOICO (Cretácico) Cotiza, Miembro (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío) COTORRA, MIEMBRO** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) (Formación La Pica) Cruz Verde, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Cuarcita Blanca, Subunidad de PRECAMBRICO Cubagua, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Cubagua, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CUBAGUA, FORMACIÓN * CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno tardío) Cubagua-Manicuare, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CUBO ARENAS DE** (Formación Carbonera) CENOZOICO (Terciario) Cucharo, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Cuchivero, Asociación Ígnea de, Serie Ígnea de, Conjunto Ígneo de, PRECÁMBRICO CUCHIVERO, GRUPO** PRECÁMBRICO CUIBA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Cuicas, Caliza de, Formación, Miembro de, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CUJISAL, MIEMBRO* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) CULATA, MARGA GLAUCONÍFERA** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) CUMACA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio?-tardío ?) Cumacire, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Cumaná, Capas de, CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Serie de Cuaternario: Pleistoceno) CUMANÁ, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Cumanacoa, Formación MESOZOICO (Cretácico) CUMAREBO, MIEMBRO, CALIZA DE* (Formación Caujarao CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) CUNUCUNUMA, GRANITO DE* PRECÁMBRICO CUQUENÁN, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Curamichate, Arenas de, Serie CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CURAMICHATE, ARENISCAS DE** (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Curarigua Formación, Grupo MESOZOICO (Cretácico) Curazaito, Grupo, Paquete de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Curazaito, Miembro (Formación La Vela) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Curazaito, Paquete de CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) CURIEPE, GNEIS TONALÍTICO DE* MESOZOICO? Curito, Formación MESOZOICO (Cretácico) Curucujul, Esquisto de la Quebrada PREMESOZOICO Currupia, Serpentinita de PRECÁMBRICO Cutacual, Formación MESOZOICO (Cretácico: Albiense) Cytherella, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) CYCLAMMINA, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) CYCLAMMINA GRACILASSOI, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) LETRA "D" "D" a "L", UNIDADES ** MESOZOICO (Cretácico) CENOZOICO (Terciario) Damsite, Formación, Serie CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) DANTA, ANFIBOLITA DE** PRECÁMBRICO DANTO, GRANITO DE* PRECÁMBRICO Delta, Arena CENOZOICO (Terciario: Mioceno) (Formación Oficina) DELTA, MIEMBRO,** CENOZOICO (Terciario: Plioceno) (Formación Quiriquire) DICTYOCONUS, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Albiense medio) Dificultad, Miembro CENOZOICO (Terciario: Eoceno) (Formación Trujillo) DISCAMMINOIDES TOBLERI, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Dividive, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) DIVIDIVE, CALIZA DE, MIEMBRO** CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) (Formación Agua Salada) Dividive, Formación CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Dividive, Miembro CENOZOICO (Terciario: Mioceno) (Formación Santa Inés) DOROTHIA-CYCLAMMINA, CENOZOICO (Terciario: Eoceno) ZONA DE ** DRAGÓN, GNEIS DE* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) LETRA "E" EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero- Pérmico) El Águila, Formación PALEOZOICO (Carbonífero- Pérmico) EL ALAMBIQUE, ESQUISTOS CUARCITAS DE** PRECÁMBRICO SUPERIOR El Alasano, Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) EL ALTO, CONGLOMERADO DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) EL AMPARO, PLUTÓN DE* PALEOZOICO (Pérmico) EL BALCÓN, MIEMBRO* (Asociación El Águila) PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) El Banquito, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) EL BAÑO, GRANITO DE* MESOZOICO (Jurásico?) EL BARBASCO, GRUPO* PALEOZOICO (Cámbrico tardío-Ordovícico) EL BAÚL, GRANITO ALCALINO DE * PALEOZOICO (Carbonífero tardío-Pérmico temprano) El Baúl, Sienita Alcalina de PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) EL CALLAO, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO El Callao, Rocas Verdes de, Serie PRECÁMBRICO EL CANTIL, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense temprano) EL CAÑO, FORMACIÓN * MESOZOICO EL CARMEN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Campaniense) El Cauca, Formación MESOZOICO (Cretácico) EL CAZÓN, MIEMBRO** MESOZOICO (Cretácico temprano) EL CEDRAL, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO EL CERCADO, MIEMBRO** CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) EL CHACAO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE* MESOZOICO (Cretácico temprano) EL CHINO, FORMACIÓN* MESOZOICO EL CHUPÓN, PERIDOTITA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío?) El Cobre, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) El Cogollo, Caliza de, Grupo MESOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) EL COPEY, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico temprano) EL CORCOVADO, RIOLITA DE * MESOZOICO (Triásico-Jurásico) EL CUMBE, CALIZA DE**(Formación Valle Hondo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) EL DÁTIL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) EL FAUSTO, GRUPO* CENOZOICO (Terciaro: Oligoceno-Mioceno) EL GANCHO, GRANITO ALASKITICO DE* } PRECÁMBRICO El Gobernador, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) EL GUAPO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) El Guapo, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) EL HATO, MIEMBRO* (Formación Paraguaná) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) EL HORNO, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Silúrico) El Isiro, Serie Carbonosa de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) EL ISIRO, TRAMO CARBONIFERO DE** (Formación Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) EL JEBE, MIEMBRO* (Formación Codore CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío Plioceno temprano) EL MANGLILLO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) EL MANGO DOÑA JUANA, ASOCIACIÓN IGNEO-METAMÓRFICA** MESOZOICO (Jurásico-Cretácico: Neocomiense) EL MAPURITE, ARENISCAS DE** MESOZOICO: (Cretácico: Aptiense-Albiense) EL MÁSTIL, CALIZA DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) El Mene, Arenas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) El Mene, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) El Mene, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) EL MENE, MIEMBRO O FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) El Mene de Acosta, Arenas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) El Mene de Mauroa, Estratos de, Arenas Petrolíferas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) EL MILAGRO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno?-Cuaternario: Pleistoceno) EL MUACO, MIEMBRO* (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) El Ocumo, Complejo CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) EL PALMAR, GRANITO DE* PALEOZOICO SUPERIOR-MESOZOICO (Triásico) El Pao, Arenisca de, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) EL PARAISO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno temprano-medio) El Paraiso, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) EL PEGÓN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno?) El Piache, Caliza de, Mármol de MESOZOICO (Cretácico; Barremiense-Aptiense) EL PIACHE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) El Picacho, Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) EL PILAR, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío- Plioceno temprano) El Pilar, Miembro (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) EL PLATILLÓN, OLISTOSTROMO** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno medio) El Rodeo, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) EL ROSARIO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) EL SALADO, GRANITO DE* MESOZOICO (Cretácico temprano-tardío) El Salto, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) EL SALTO, MIEMBRO*(Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) El Salto, Miembro de, Arenas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) EL SANTUARIO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) EL TINACO, COMPLEJO DE* PRECÁMBRICO SUPERIOR-PALEOZOICO (Ordovícico-Silúrico?) EL TOCUYO, LUTITAS DE* (Formación Morán) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) EL TORNO, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO El Totumo, Lentes de Caliza de MESOZOICO (Cretácico: Turoniense-Santoniense) EL TOTUMO, ROCAS VOLCÁNICAS DE * MESOZOICO (Jurásico) El Veral, Capas de, Paquete de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) EL VERAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano-tardío) EL VIEJO, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO EL YAGRUMAL, GRANITO DE* PRECÁMBRICO ELPHIDIUM POEYANUMREUSEELLA SPINULOSA, ZÓNULA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Eminencia, Miembro CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) ENSENADA, ARENA DE** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) EPSILON, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) ESCANDALOSA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) ESCORZONERA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Escuque, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) ESMERALDA, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO ESNUJAQUE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno-Holoceno) ESPERANZA, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Maestrichtiense) Esquistos Inferiores, "Serie" de MESOZOICO Esquistos Verdes, Grupo de los MESOZOICO ESTRATO GUIA LAMINAR** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) ETA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) LETRA "F" FALCA, ARENAS DE* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) FALUCHO, MIEMBRO* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) FLORES, LENTES DE CALIZA DE** MESOZOICO (Cretácico: Campaniense Maestrichtiense) FLORINDA, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO Forrest-Cruse, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) FORTUNA, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico) FREITES, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Frontal, Arenisca(s) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LETRA "G" GALERA, MIEMBRO*(Formación Quebrada) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío -Mioceno temprano) Gamma, Arena (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) GAMMA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) GARABATOS, MIEMBRO*(Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) GARANTÓN, PLUTÓN DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno temprano) GARCÍA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico Aptiense tardío) GARRAPATA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno tardío-Eoceno medio) Gasterópodos, Zónula de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Gato, Miembro CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) GAUDRYINA FOEDA, SUBZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) GAUDRYINA SOLDADOENSIS, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) GAVILÁN, CUARCITAS DE, MIEMBRO PALEOZOICO (Pensylvaniano) Girón, Formación, Serie PALEOZOICO-MESOZOICO Glauconítico, Horizonte, Miembro, Zona MESOZOICO (Cretácico) Globigerina Ampliapertura, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) GLOBIGERINA BULLOIDES, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío'?) Globigerina Ciperoensis, Zona de CENOZOICO (Terciario Oligoceno) GLOBIGERINA CIPEROENSIS CIPEROENSIS, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) GLOBIGERINA SOLDADOENSIS, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) GLOBIGERINA SPIRALIS, * SUBZONA DE CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBIGERINA TRILOCULINOIDES, SUBZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBIGERINATELLA INSUETA, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno) GLOBIGERINATELLA INSUETA/ CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) GLOBIGERINOIDES BISPHAERICA, SUBZONA DE * Mioceno temprano) GLOBIGERINATELLA INSUETA/ GLOBIGERINOIDES TRILOBA SUBZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) GLOBIGERINOIDES DAUBJERGENSIS, SUBZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOQUADRINA ALTISPIRA ALTISPIRA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Plioceno) GLOBOQUADRINA ALTISPIRA CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) ALTISPIRA/GLOBOROTALIA TRUNCATULINOIDES, ZONA DE * Globoquadrina Altispira Altispira/Globorotalia Crassaformis, Zona de CENOZOICO (Terciario: Plioceno) GLOBOROTALIA ACOSTAENSIS, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) GLOBOROTALIA ANGULATA, SUBZONA DE, CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOROTALIA CENTRALIS, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) GLOBOROTALIA CERROAZULENSIS, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Globorotalia Cocoaensis, Zona de CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) GLOBOROTALIA DUTERTREI, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Globorotalia Dutertrei/ Globigerinoides Obliquus Extremus, Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) GLOBOROTALIA FOHSI, ZONA (S) DE, * CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) GLOBOROTALIA KUGLERI, ZONA DE, * CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) GLOBOROTALIA MARGARITAE, ZONA DE, * CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) GLOBOROTALIA MAYERI/ GLOBOROTALIA LENGUAENSIS, SUBZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) GLOBOROTALIA MAYERI/ GLOBIGERINA NEPENTHES, SUBZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) GLOBOROTALIA MENARDII, ZONA DE, * CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) GLOBOROTALIA MENARDII CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MENARDII, GLOBIGERINA NEPENTHES, ZONA DE* GLOBOROTALIA OPIMA, OPIMA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) GLOBOROTALIA PLAMERAE, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) GLOBOROTALIA PSEUDOBULLOIDES ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOROTALIA PSEUDOMENARDII, ZONA DE, SUBZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOROTALIA PSEUDOSCITULA, SUBZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOROTALIA PUSILLA PUSILLA, ZONA DE, SUBZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) GLOBOROTALIA TRINIDADENSIS, ZONA DE, * CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOROTALIA TRUNCATULINOIDES,* ZONA DE CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno-Holoceno) Globorotalia Truncatulinoides/ Globorotalia Inflata, Zona de CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno-Holoceno) GLOBOROTALIA VELASCOENSIS, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GLOBOTRUNCANA APPENNINICA ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense) GLOBOTRUNCANA CONTUSA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) GLOBOTRUNCANA GANSSERI, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) GOAIGOAZA, ARCILLA DE ** CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) GOBERNADOR, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) GRAN ROQUE, COMPLEJO METAÍGNEO DE** MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Greensand Miembro MESOZOICO (Cretácico: tardío)-CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Green Serie (Formación Verde) CENOZOICO (Terciario) GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE* MESOZOICO (Jurásico temprano) GUACURIPIA, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Guacharaca, Arenas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno?-Oligoceno) GUACHARACA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Guácharo, Miembro (Formación Chimana) MESOZOICO (Cretácico) GUAFITA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) Guaharibos, Facies** (Formación Roraima) PRECÁMBRICO Guaidima, Arenas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Guaidima, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Guaiguaza, Arcilla de CENOZOICO (Terciario: Plioceno) GUAIMAROS, MIEMBRO*(Formación Apón) MESOZOICO (Cretácico: Aptiense tardío) GUAIQUERA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano a medio) GUAMACIRE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-Plioceno) GUANAPA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Guanapa, "Outwash Apron" CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) GUANAPE, COMGLOMERADO DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Guanape Miembro (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Guanare, Formación CENOZOICO? (Terciario: Plioceno?- Cuaternario: Pleistoceno ?) Guanare, Outwash Apron CENOZOICO (Terciario: Plioceno?- Cuaternario: Pleistoceno ?) GUANIAMITO, GRANITO DE* PRECÁMBRICO Guanoco, Formación, Lutitas de, Serie- MESOZOICO (Cretácico) Guarabal, Asperón de, Conglomerado de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) GUARABAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) GUARACAYAL, CAPAS DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) GUAREMAL, GRANITO DE* PALEOZOICO (Silúrico-Devónico) Guaribito, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) GUARICO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Guariquén, Arenisca de MESOZOICO (Cretácico) Guarumen, Grupo CENOZOICO (Terciario) GUARUTA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) GUASARE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) GUASASAPA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) GUÁSIMO, GRANITO DE** PRECÁMBRICO Guasipati, Formación PRECÁMBRICO GUATAY, MIEMBRO* (Formación Macuro) MESOZOICO (Cretácico temprano) GUATIRE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Guavinita, Formación MESOZOICO (Cretácico) GUAVINITA, MIEMBRO* (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: (Campaniense-Maestrichtiense) Guayabal, Margas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) GUAYABO, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Guayacán, Gneis de MESOZOICO (Cretácico) GUAYACÁN, MIEMBRO* (Formaciones Capacho y Escandalosa) MESOZOICO (Cretácico: Turoniense) Guayana, Serie PRECÁMBRICO Guayaval, Arenas de, Lutita de, Margas de, Serie CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) GUAYUTA, GRUPO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Maestrichtiense) GUEMBELINA EXCOLATA, SUBZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) GUEMBELINA PLUMMERAE, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) GUEMBELINA, SIPHOGENERINOIDES, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Senoniense tardío) GÜINIMITA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense?) GÜIRIA. FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Guri, Formación de, Gneis de PRECÁMBRICO GURI, TRÓNDHJEMITA DE* PRECÁMBRICO GYROIDINA DEPRESSA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Gyroiciina-Bulimina, Zona de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) LETRA "H" "H O Z" Grupo, Zona CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Halymenites, Areniscas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) HANNATOMA, CALIZA CON** CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) HANNATOMA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) HANTKENINA ARAGONENSIS, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) HAPLOPHRAGMOIDES EXCAVATA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) HAPLOPHRAGAIOIDES, ZONULA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) HAPLOSTICHE, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Albiense temprano?-medio) Hato Nuevo, Capas de MESOZOICO (Cretácico) HATO VIEJO, FORMACION* PALEOZOICO (Cámbrico) HIGUERONES, MIEMBRO** (Formación Pagüey) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio?-tardío) Hombre Pintado, Arenas Petrolíferas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Hombre Pintado, Areniscas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Hormiga, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) HORMOSINA, HORIZONTE DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) HUMOCARO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Hurupú, Capas de MESOZOICO (Cretácico) HUSITO, MIEMBRO*(Formación Pozón) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) HUSO, MIEMBRO* (Formación Pozón) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) LETRA "I" ICOTEA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) ICHÚN, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Iglesias, Serie PRECÁMBRICO IGLESIAS, COMPLEJO* PRECÁMBRICO SUPERIOR Iglesias, Grupo PRECÁMBRICO SUPERIOR Imataca, Batolito Formación, Grupo, Serie PRECÁMBRICO IMATACA, COMPLEJO DE* PRECÁMBRICO Infante, Formación MESOZOICO (Cretácico) INFANTE, MIEMBRO,* (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: Turoniense-Campaniense) Intermedia, Arena CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Intermedia, Capas CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Intermedia, Lutita CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Intervalo Ferruginoso (Ferruginous Interval) CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) IPIRE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico medio-tardío) ISLA DE AVES, CALCARENITA DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) ISLA DE AVES, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío-Holoceno) ISNOTÚ, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LETRA "J" "J-1" a "J-22" ARENAS** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Jacura, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) JARILLAL, FORMACION* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio a tardío) Jarillal, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) JOBITO, MIEMBRO* (Formación Cerrajón) PALEOZOICO (Ordovícico?) JOBO, MIEMBRO,* (Formación Oficina) MESOZOICO (Terciario: Mioceno medio) JUAN DIAZ, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) JUAN GRIEGO, GRUPO* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico: Barremiense-Aptiense) Juan Griego, Terrazas de CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Juan Rosario, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno) LETRA "K" Kaieteuriana, Serie PRECÁMBRICO KAMARATA, SILL DE** PRECÁMBRICO KANAIME, SILL DE** PRECÁMBRICO LETRA "L" L.O.Z CENOZOICO (Terciario: Mioceno) "L-1" a "L-8" Arenas (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LA AGUADA, MIEMBRO* (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío-Cenomaniense) LA AGUADITA, GNEIS DE* PRECÁMBRICO SUPERIOR LA BIMBA, PERIDOTITA SERPENTINIZADA DE * MESOZOICO LA BLANQUILLA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno medio-tardío) LA CALIFORNIA, MIEMBRO** (Formación Pagüey) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) LA COPÉ, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) LA CRUZ, MIEMBRO* (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) LA CUAIMA, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO LA CULATA, MORRENAS DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) LA DANTA, ARENAS DE** (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) La Danta, Miembro (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) LA ENCRUCIJADA, GRANITO DE* PRECÁMBRICO La Encrucijada, Monzonita Cuarcífera de PRECÁMBRICO LA ESPUELITA, ARENISCAS DE** (Formación Chiguana) CENOZOICO (Cuaternario?) La Fortuna, "Fase Arenosa" de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LA FUNCIA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) LA GÉ, GRUPO* MESOZOICO (Jurásico) LA GLORIA, PLUTÓN DE* CENOZOICO (Precretácico) LA GRITA, MIEMBRO*(Formación Capacho) MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) LA GUACAMAYA, METADIORITA DE * PALEOZOICO La Guaira, Capas de CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) LA GUAIRITA, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico tardío?) CENOZOICO (Terciario Paleoceno?) "La Güica", Formación CENOZOICO (Terciario) LA GÜICA, MIEMBRO*(Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) LA HORQUETA, MIEMBRO DE CALIZA DE ** MESOZOICO (Triásico-Jurásico) LA LUNA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Campaniense) LA MARIPOSA. PARAGNEIS DE** MESOZOICO? La Mesa, Formación CENOZOICO (Terciario?-Cuaternario?) LA MITISUS, GNEIS BANDEADO DE** PRECÁMBRICO SUPERIOR La Morita, Formación MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Santoniense) LA MORITA, MIEMBRO*(Formaciones Navay y La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense) La Moya, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) LA NEBLINA, SERIE** PRECÁMBRICO LA ORCHILA, COMPLEJO IGNEO METARMÓRFICO DE** MESOZOICO (Cretácico tardío) LA ORCHILA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) LA OSA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico temprano) La Palma, Capas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LA PALMITA, MELANGE DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío- Plioceno temprano?) LA PARAGUA, GRANITO ALCALINO DE ** PRECÁMBRICO LA PASCUA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno temprano) La Paz, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) La Paz. Capas, Horizonte, Sección de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) La Paz, Formación, Lutitas de, Serie MESOZOICO (Cretácico) LA PAZ, MIEMBRO DE CALIZA DE** (Formación Valle Hondo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) La Pedrera, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) LA PICA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) La Planchada, Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LA PLAYITA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) La Providencia, Miembro de, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Plioceno) La Puerta, Capas de, Serie, CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LA PUERTA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) LA PUERTA, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-Plioceno) La Puya, Formación, Miembro MESOZOICO (Cretácico: Albiense) LA QUINTA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico) La Quinta, "Serie" MESOZOICO (Triásico-Jurásico) LA RAYA, GNEIS GRANÍTICO DE** PRECÁMBRICO SUPERIOR La Rinconada, Grupo MESOZOICO (Jurásico) LA ROSA, ARENA DE** (Formación La Rosa) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) La Rosa, Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) La Rosa, Capas de Carbón de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) LA ROSA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) La Sabana, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) LA SABANA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) LA SALINA, ARENA DE** (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LA SEGOVIERA, RIOLITA LATÍTICA DE* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) LA SIERRA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno temprano) LA SOLEDAD, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) LA TEJITA, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LA TEJITA, MIEMBRO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío- (Formación Cubagua) Plioceno temprano) La Tortuga, Formación CENOZOICO (Cuaternario) La Vela, Capas de, Serie CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LA VELA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno temprano) LA VICTORIA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) La Vigía, Miembro CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) LA VILLA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) La Viuda, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Lagartijo, Facies MESOZOICO (Cretácico tardío) Lago de Maracaibo, Capas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LAGUNA, MIEMBRO* (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LAGUNA CHICA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico temprano) LAGUNILLAS, ARENA DE, ARENA ALQUITRANADA DE ** (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LAGUNILLAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LAGUNILLAS INFERIOR, MIEMBRO** (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LAMA, MIEMBRO* (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LAMBDA, ARENA** (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LARA, GRUPO** MESOZOICO (Cretácico) LAS AVES, CALIZA DE* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) LAS BERMÚDEZ, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio y/o temprano) LAS BERMÚDEZ, MIEMBRO* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Las Brisas, Conglomerado de MESOZOICO (Jurásico-Cretácico temprano?) LAS BRISAS, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) LAS CARPAS, PLUTÓN DE* PALEOZOICO LAS COLONIAS, CALIZA DE** MESOZOICO (Cretácico tardío) LAS COSOIBAS, GNEIS DE* PRECÁMBRICO LAS CRUCES, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Las Flores, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Las Guayanas, Complejo Basal de PRECÁMBRICO LAS HERMANAS, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico) LAS HERNÁNDEZ, ARCILLAS DE, CAPAS DE** CENOZOICO (Terciario: Plioceno) LAS HERNÁNDEZ, MIEMBRO* (Formación Cubagua) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Las Lajas, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LAS LOMAS, ARENAS DE (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario. Mioceno medio) Las Lomas, Arenisca de, Paquete de*** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Las Marites, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Las Mercedes, Esquisto de MESOZOICO (Jurásico-Cretácico?) LAS MERCEDES, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) LAS PAILAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío-Cuaternario: Pleistoceno) LAS PALMAS, ARENA DE** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Las Peñas, Arenisca de** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) LAS PIEDRAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) Las Pilas, Miembro (Formación Querales) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) LAS PLACITAS, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Coniaciense) LAS QUESERAS, GRANITO DE* PRECÁMBRICO LAS TRINCHERAS, GRANITO DE** PRECÁMBRICO LAS VARAS, MIEMBRO* (Formación Chiguana) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) LAS YEGUAS, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO LATITA CUARCÍFERA, ASOCIACIÓN** MESOZOICO (Triásico-Jurásico) LEÓN, FORMACIÓN CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Libertad, Formación PALEOZOICO SUPERIOR Limón, Miembro CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LISURE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) LITHOPHAGA, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Llanos, Capas de, Depósitos, Formación, Serie CENOZOICO (Cuaternario: Holoceno) Llanos, Formación CENOZOICO (Cuaternario: Holoceno) Lobaterita, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) LOMA DE HIERRO, COMPLEJO OFIOLITICO DE* MESOZOICO (Cretácico) Loma de Hierro, Peridotita de MESOZOICO (Cretácico) Loma de León, Formación MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario) Lomas, Horizonte de Arenisca de, Miembro de Arena de, Serie de Arena de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Lomita, Serie MESOZOICO Lora, Paquetes de Carbón de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Loro, Formación CENOZOICO (Terciario: Paleoceno?) Los Algodones, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LOS ARROYOS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Los Bagres, Caliza de (Formación Las Bermúdez) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LOS BAGRES, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Los Baños, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) LOS CAJONES, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Los Cajones, Miembro (Formación Guárico) MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno Eoceno temprano) LOS CARIBES, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Los Colorados, Caliza de, "Facies" MESOZOICO Los Colorados, "Fase" (Formación Las Mercedes) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Los Cristales, Formación MESOZOICO LOS CRISTALES, GRUPO* MESOZOICO LOS CUERVOS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) LOS FRAILES, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico tardío) LOS GUINEOS, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Devónico) LOS HERMANOS, COMPLEJO* MESOZOICO (Cretácico tardío) LOS JABILLOS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Los Llanos, Grupo CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Los Llanos, Grupo o Serie CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Los Melones, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LOS MONJES, ORTOANFIBOLITA DE** MESOZOICO (Cretácico: Aptiense) Los Morros de San Juan, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) LOS NARANJOS, MIEMBRO*(Formación Tucutunemo) PALEOZOICO SUPERIOR Los Quirós, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LOS RANCHOS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LOS ROBLES, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense?) Los Robles, Grupo MESOZOICO (Cretácico) LOS ROQUES, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) LOS TANQUES, MIEMBRO* (Formación La Sierra) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) LOS TESTIGOS, COMPLEJO* MESOZOICO LOS TORRES, ASOCIACION* PALEOZOICO INFERIOR Los Torres, Formación PALEOZOICO INFERIOR "LOS VAGRES", CALIZA DE* CENOZOICO (Terciario; Eoceno) LUCIENSE, PISO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) LUEPA, ROCAS IGNEAS DE** PRECÁMBRICO Lutita Arenosa, Formación de CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno) Lutita Superior, Horizonte de, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) LYROPECTEN, CAPAS DE, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) LETRA "M" MACABANA, AUGENGNEIS DE* PRECÁMBRICO Macaira, Grupo CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Macaira, Miembro CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) MACANAO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) MACOA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MACOÍTA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico Medio) Macoíta, Serie PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) MACURO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) MACHIQUES, MIEMBRO* (Formación Apón) MESOZOICO (Cretácico: Aptiense tardío) MAIQUETÍA, MIEMBRO*(Formación Playa Grande) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) MAJAGUAL, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico: Albiense medio) MALLORQUIN, PAQUETE DE** (Formación Naricual) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) MAMEY, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico temprano) Mamey, Miembro CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) MAMONAL, MIEMBRO* (Formación Guárico) MESOZOICO (Cretácico tardío Maestrichtiense) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) MAMONCITO, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) MAMPORAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) MANAMUNDO, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO Manantiales, Caliza de MESOZOICO (Cretácico medio) Manaure, Capas de MESOZOICO (Cretácico) MANDINGAL, PLUTON DE* PRECÁMBRICO Manicuare-Cubagua, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) MANICUARE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico tardío-Cretácico temprano) MANZANILLO, MIEMBRO METAVOLCANICO DE* MESOZOICO (Jurásico?- Cretácico temprano?) MÁPARES, CUARCITA DE** PRECÁMBRICO MAPORITA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) MAPUEY, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) MARACA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío-Cenomaniense temprano) Maracaibo, Capas de, Formación, Grupo, Serie CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) MARACAPRA, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO Maracas, Capas de MESOZOICO (Jurásico?) Maraval, Capas de MESOZOICO (Jurásico?) MARCELINA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) MARE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Marginulina bassispinosa y Robulus senni, Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Marginulina wallacei, Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MARGINULINOPSIS BASSISPINOSUS, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) MARIETA, GRANITO DE** PRECÁMBRICO MARLAGO, MIEMBRO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) (Formación Lagunillas) MARUETA, GRANITO DE** PRECÁMBRICO Masparrito, Calizas de, Miembro de CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) MASPARRITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Masparro, Formación MESOZOICO (Triásico Jurásico) MATA OSCURA, FACIES* (Granito Alcalino de El Baúl) PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Mata Oscura, Corralito, Granito de PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Mataruca, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MATARUCA, MIEMBRO* (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) MATASIETE, TRONDHJEMITA DE * MESOZOICO (Cretácico) Matasiete, Pórfido de Granito Sódico de MESOZOICO (Cretácico) MATATERE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) MATAUÍ, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Medero, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) MEJILLONES, COMPLEJO DE* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Santoniense) MENE GRANDE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Mene Saladillo, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Mene, Capas De, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Menecito, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) MENECITO, MIEMBRO *(Formación San Lorenzo) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) MERCEDES, MIEMBRO* (Formación Apón) MESOZOICO (Cretácico-Albiense) MERECURE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) MERECURE, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Mérida, Formación, Serie PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) MESA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) METREROS, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) Micácea, Arenisca CENOZOICO (Terciario: Eoceno) MICRODRILLIA, ZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) MICROCLINICO, GNEIS** (Formación Las Brisas) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) MILLAMMINA FUSCA, HORIZONTES DE, ZONULA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) MINICIA, MIGMATITAS DE** PRECÁMBRICO Miogypsina, Caliza con CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MIRADOR, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eocena) MIRELES, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Cámbrico tardío-Ordovícico temprano) MISOA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Mitare, Grupo CENOZOICO (Terciario: Oligoceno- Mioceno temprano) MITO JUAN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense tardío) Mito Juan, Miembro MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Mogote, Granito de PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) MOGOTE, FACIES * (Granito Alcalino de El Baúl) PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Mojino, Capas de, Cuarcitas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Momboy, Serie PALEOZOICO SUPERIOR Monagas, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Monay, Capas de Peñones de CENOZOICO (Cuaternario) MONTERO, CALIZA DE*** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) MORADOR, COMPLEJO DE** MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) MORÁN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) MORENO, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MORICHAL, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) MORICHITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) MORRO BLANCO, MIEMBRO* (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense) MORRO DEL FARO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Morro del Faro, Miembro (Formación Guárico) CENOZOICO (Terciario; Paleoceno) Morro, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Mosquito, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) MOSQUITO, MIEMBRO** (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Mostrencos, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Moteado (a) Formación, Miembro MESOZOICO (Cretácico) Mount Moríah, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) MU, ARENA** (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MUCARIA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Senoniense) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno temprano) MUCUBAJÍ, TILL DE** CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) MUCUCHACHÍ, ASOCIACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero) Mucuchachí, Formación PALEOZOICO (Carbonífero) Mucuchachí, Grupo, Serie PALEOZOICO SUPERIOR MUCUCHIES, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario; Mioceno-Plioceno) MUCUJÚN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mio-Plioceno) Mucupatí, Serie PALEOZOICO-MESOZOICO (Cretácico) Mugrosa, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Mundo Nuevo, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) MUNDO NUEVO, MIEMBRO* (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Aptiense) MURAGUATA, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico tardío?) Murgua, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) MURI, ARENA DE** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LETRA "N" "N" CALIZA DE** (Formación Tigre) MESOZOICO (Cretácico: Turoniense) NAIGUATÁ, METAGRANITO DE** PRE-MESOZOICO? NARANJA. MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) NARICUAL, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) NAVAY, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Maestrichtiense) NAVET, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) NECESIDAD, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío-Cuaternario: Pleistoceno temprano) Nirgua, Fase (Complejo La Costa) MESOZOICO NIRGUA, FORMACIÓN* MESOZOICO INFERIOR Nodosaria, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) "NUMMULITES ENCORDELADOS", ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) NURIA, MANTO DE** PRECÁMBRICO LETRA "Ñ" ÑO PEDROTE, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense?) LETRA "O" Ocumare, Formación CENOZOICO (Terciario) OFICINA, FORMACION* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Oficina 1 a 13, Arenas CENOZOICO (Terciario: Mioceno) OJEDA, CAPAS DE** CENOZOICO (Cuaternario: Holoceno) OJEDA, MIEMBRO* (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Ojo de Agua, Capas de, Serie CENOZOICO (Terciario: Mioceno) OJO DE AGUA, FORMACION* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Omuguena Formación CENOZOICO (Terciario Eoceno) Omuquena, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) ONIA, FORMACION** CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) Onoto, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Onoto, Capas de La Quebrada MESOZOICO (Cretácico tardío) ORBIGNYNA PYREI SUBZONA DE,("ZONA DE")** CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno?) Orbitoideos, Segundo Nivel de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) ORBITOLINA, TEXANA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico temprano) Orégano, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Oritapo, Diorita MESOZOICO Orocual, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno) OROCUÉ, GRUPO, (FORMACIÓN)* MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario: Eoceno) ORONATO, GNEIS DE* PRECÁMBRICO Ortiz, Areniscas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Paleoceno? -Eoceno) Ortiz, "Serie, Flysch" de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno? -Eoceno) Ortiza, Facies MESOZOICO (Cretácico) Orumo, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) ORUPE, FORMACION* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno? -Eoceno?) "Osa", Formación MESOZOICO (Cretácico) LETRA "P" P-2 y P-5, ARENAS** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) PADAMO, GRANITO DE** PRECÁMBRICO PAGÜEY, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) PALMAR, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Palmarejo, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Palmarito, Areniscas, Caliza de, Grupo, Serie, PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) PALMARITO, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Pérmico medio) PALMAS, MIEMBRO** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Palmita, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Paloma Alta, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PAMPATAR, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Pampatar, Grupo CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Panamo, Anfibolita de PRECÁMBRICO INFERIOR Pando, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Pañocira, Capas Rojas de MESOZOICO (?) Paparro, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PARACOTOS, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Paraguachí, Anfibolita de MESOZOICO PARAGUACHÍ, COMPLEJO METAOFIOLITICO DE * MESOZOICO (Jurásico) PARGUANÁ, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) Paragüito, Capas de Peñones de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) PARÁNGULA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno Mioceno tardío) Parapara de Ortiz, Facies de, Flysch CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PARGUAZA, GRANITO DE* PRECÁMBRICO PARIA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno Tardío?) -Cuaternario; Pleistoceno) Pariense, Grupo, Sistema MESOZOICO (Cretácico) CENOZOICO (Terciario) PARRAL ARENA** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PARÚ, GRANITO DE** PRECÁMBRICO PASO DIABLO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno temprano) Pastora, Grupo, Serie PRECÁMBRICO INFERIOR PASTORA, SUPERGRUPO* PRECÁMBRICO INFERIOR Pastora-Carichapo, Asociación PRECÁMBRICO PATANEMO; MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MESOZOICO (Cretácico tardío) PATAO, MIEMBRO* (Formación Cariaquito) MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) PATIECITOS FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno temprano) Patiecitos, Serie CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) PAUJÍ, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Pavia, Capas de, Facies de, Bloques de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Pecaya, Caliza de, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) PECAYA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno medio-Mioceno temprano) Pedernales, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) PEDERNALES, MIEMBRO** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Pedregal, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Pedregoso, Equivalentes a CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) PEDREGOSO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Pegón, Sill de PRECÁMBRICO PEÑA DE MORA, AUGEN GNEIS DE* PRECÁMBRICO SUPERIOR Peña de Mora, Complejo de* PRECÁMBRICO SUPERIOR Peña de Mora, Formación MESOZOICO PEÑA MOTA, CONGLOMERADO DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) PEÑA MOTA, MIEMBRO*(Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) PEÑAS ALTAS, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense Albiense) PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) PERIJÁ, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Pre-Devónico) Perijá, "Serie " PRECÁMBRICO? Periquito, Formación o Miembro CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) PEROC, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) PETRÓLEO LIVIANO, GRUPO, ZONA DE ** (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Petróleo Liviano, Zona de (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) PETRÓLEO PESADO, GRUPO, ZONA DE** (Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Petróleo Pesado, Zona Inferior de (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Petróleo Pesado, Zona Superior de (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Pichao, Conglomerado de CENOZOICO (Terciario) PICHAO, MIEMBRO* (Formación Tuy) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) PICHÉ, MIEMBRO* (Formación Apon), MESOZOICO (Cretácico: Albiense temprano) PICUDA, MIEMBRO*(Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Barremiense-Aptiense) PIEDRA NEGRA, COMPLEJO METAMORFICO DE** MESOZOICO (Cretácico temprano) Piedras Azules, Formación MESOZOICO (Cretácico) PIEDRAS BLANCAS, CALIZA DE ** CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PIJIGUAO, GRANITO DE* PRECÁMBRICO PILANCONES, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) PILÓN, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) PIÑERO, FACIES* (Granito Alcalino de El Baúl) PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Piñero, Granito de PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Placeta, Miembro MESOZOICO (Cretácico) PLANULARIA cf. THALMANNI, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PLANULARIA VENEZUELANASARACENARIA SENNI, ZONULA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) PLATILLÓN, DIORITA PIROXENICA DE* MESOZOICO (Cretácico tardío) Playa Grande, Arenisca de MESOZOICO (Cretácico) PLAYA GRANDE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno temprano medio) PLAYA, MIEMBRO* (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) POLICARPIO, MIEMBRO* (Formación Pozón) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) PORO, MIEMBRO* (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Portachuelo Miembro (Formación Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) PORTICULOSPHAERA MEXICANA, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Post-Grupo Caracas, Formaciones MESOZOICO SUPERIOR Potreritos, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) POZÓN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) PRAEGLOBOTRUNCANA ROHRI, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico-Albiense) PRAEORBULINA GLOVIEROSA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Pre-Discontinuidad, Capas, Formación MESOZOICO (Cretácico) CENOZOICO (Terciario) Pre-Imataca, Rocas PRECÁMBRICO INFERIOR PRESPUNTAL, MIEMBRO* (Formación Las Piedras) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Pueblo Cumarebo, Caliza de, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) PUEBLO NUEVO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico tardío) PUEBLO VIEJO, MIEMBRO** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Puedpa, Rocas Foliadas de PRECÁMBRICO PUERTO CUMAREBO, CALIZA DE** CENOZOICO (Terciario: Plioceno) Puerto Cumarebo, Calcáreo de, Caliza de, Miembro de, CENOZOICO (Terciario: Plioceno) PULLENIA CRETACEA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico tardío) Punceres, Arenisca de MESOZOICO (Cretácico) Punche, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) PUNTA CARNERO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PUNTA CARNERO, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) PUNTA GAVILÁN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno) PUNTA GORDA, ARENAS DE** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) PUNTA MOSQUITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio tardío) PUNTA PIEDRAS, MIEMBRO* (Formación Tortuga) CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) PUNTA TOLETE, LUTITA (S) DE ** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Punta Zamuro, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Punto Fijo, Lutita Arcillosa de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Purureche, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno medio-tardío) PUTUCUAL, MIEMBRO* MESOZOICO (Cretácico: Albiense) LETRA "Q" QUEBRADA ARRIBA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) QUEBRADA GRANDE, CALIZA DE** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) QUEBRADÓN, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno medio) QUERALES, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) Querales, Lutitas de, Miembro, Tramo CENOZOICO (Terciario: Mioceno) QUERECUAL, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense tardío-Santoniense) Quevedo, Formación MESOZOICO (Cretácico) QUEVEDO, MIEMBRO* (Formación Navay) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Maestrichtiense) QUIAMARE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-tardío) QUIRIQUIRE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno) "Quirós", Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Quiroz, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) QUISIRO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) Quiú, Facies MESOZOICO (Cretácico) LETRA "R" RADIOLARIA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Raetomya, Lutitas con CENOZOICO (Terciario: Eoceno) RAMILLETE, ARENAS** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) RANCHERIA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) RANCHO GRANDE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) REAL CORONA, GRUPO** PRECÁMBRICO Real Corona-El Torno, Asociación, Formación PRECÁMBRICO Real Corona Formación PRECÁMBRICO Real Corona, Serie PRECÁMBRICO Red Formation MESOZOICO Remolino, Formación PALEOZOICO SUPERIOR RESTOS DE PECES, ZONULA(S) CON ** CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) REVOLTIJO, MIEMBRO*(Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) REZEHAKINA SPIROPLECTAMMINA, ZONA * MESOZOICO (Cretácico tardío)-CENOZOICO (Terciario) REZEHAKINA SPIROPLECTAMMINA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) RHO, ARENA** (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Ricoa, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) RIECITO, CALIZA DE** (Formación Capadare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Rim-Rock Miembro de, Calizas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) RINCON, MIEMBRO* (Formación La Sierra) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) RÍO ABAJO, CALIZAS DE** (Formación Nirgua) MESOZOICO Río Abajo, Formación MESOZOICO "Río Amarapo", Serpentinita de PRECÁMBRICO RÍO ARAGUA, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico?)CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano-medio?) RÍO CACHIRÍ, GRUPO* PALEOZOICO (Devónico) Río Cachirí, Serie PALEOZOICO (Devónico) Río Caús, Formación, Miembro CENOZOICO (Terciario: Eoceno) RÍO CLARO, ANFIBOLITA DE* PRECÁMBRICO Río Cogollo, Calizas de MESOZOICO (Cretácico) RÍO CHAVEZ, MIEMBRO* (Formación Mucaria) MESOZOICO (Cretácico: Senoniense)CENOZOICO (TERCIARIO: Paleoceno tardío) Río Chiquito, Formación CENOZOICO (TERCIARIO: Mioceno) RÍO DE ORO; MIEMBRO** (Formación Mito Juan) MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) Rio Guache, Capas de MESOZOICO (Cretácico)-CENOZOICO (Terciario) RÍO GUACHE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Río Guare, Rocas Volcánico-Sedimentarias del MESOZOICO Río Guasare, Formación CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Río Jobal, Capas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Río Lagartijo, Conglomerado de MESOZOICO (Cretácico tardío) Río Macoíta, Formación MESOZOICO (Devónico tardío) Río Masparro, Formación MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Río Momboy, Formación PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) Río Momboy, Formación, Serie PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) RÍO MOMBOY, ASOCIACION* PALEOZOICO (Carbonífero-Pérmico) RÍO NEGRO FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Neocomiense-Barremiense) RÍO PALMAR, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero: Pensilvaniano) RÍO QUIÚ, ARENISCAS DE, BREA DE ("TAR SANDS")** CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Río Raya, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) RÍO SALADO FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Río San Pedro, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Río Seco, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno) RÍO SECO, MIEMBRO* (Formación San Gregorio) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) RÍO SOLO, CAPAS DE** (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico) Río Tinacoa, Formación MESOZOICO (Devónico tardío) RÍO TURBIO, CALIZAS DE ** MESOZOICO (Cretácico temprano) RÍO YAGUARAPARO, MIEMBRO DE CALIZA DE* MESOZOICO (Triásico-Jurásico) Río Yama, Formación PRECÁMBRICO RÍO YUCA FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío-Plioceno) RÍOLITICA, ASOCIACIÓN** MESOZOICO (Triásico-Jurásico) ROBLECITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) ROBULUS WALLACEI, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) ROBULUS, SENNI, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) ROCAS VERDES, DIVISIÓN DE LAS** PRECRETÁCICO RODULUS NUTTALLI-CIBICIDES MANTAENSIS, ZÓNULA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Roja Vieja, Serie PALEOZOICO-MESOZOICO Roja, Formación MESOZOICO Rondón Mesa, Capas de CENOZOICO (Terciario) Rondón, Formación CENOZOICO (Terciario) Roraima, Capas de, Serie, Formación PRECÁMBRICO RORAIMA, GRUPO* PRECÁMBRICO ROTALIA BECCARII, ZONA DE ** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Rotaria Beccarii, y Elphidium Poeyanum, Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Rubio, Capas de, Horizonte de MESOZOICO (Cretácico) LETRA "S" "S-A" a "S-G" ARENAS ** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SABANA LARGA, BRECHA ÍGNEA DE* MESOZOICO (Cretácico tardío) Sabaneta, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SABANETA, FORMACIÓN* PALEOZOICO (Carbonífero tardío-Pérmico temprano) Sabaneta, Grupo, Serie PALEOZOICO (Carbonífero) Sacacual, Grupo CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) SALOMÓN, MIEMBRO* (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) SANALEJOS, MIEMBRO* (Formación Betijoque) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SAN ANTONIO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico tardío) San Antonio, Serpentinita de MESOZOICO (Cretácico superior?) CENOZOICO (Terciario inferior?) SAN CARLOS DE RÍO NEGRO, GRANITO DE** PRECÁMBRICO San Francisco, Arena de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SAN FRANCISCO, ARENAS** (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) SAN FRANCISCO, MIEMBRO* (Formación Socorro) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) San Francisco de Cara, Capas de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) SAN GREGORIO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) San Gregorio, Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Plioceno) San Isidro, Miembro (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SAN JAVIER, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno) San Juan de La Vega, Arenas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) San Juan de La Vega, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío) SAN JUAN DE LA VEGA, MIEMBRO, (Formación Pecaya)* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío) San Juan de Los Morros, Formación, Miembro MESOZOICO (Cretácico tardío) CENOZOICO (Terciario temprano) San Juan, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) San Juan, Formación (como sinónimo de la Formación Guárico) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) SAN JUAN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Maestrichtiense) SAN LORENZO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) San Luis, Caliza de, Serie de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) SAN LUIS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Oligoceno tardío-Mioceno temprano) SAN MATEO, MIEMBRO* (Formación Quiamare) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) San Pedro, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) SAN PEDRO, GRANITO DE* PRECÁMBRICO San Pedro de Las Bocas, Granito de PRECÁMBRICO SAN QUINTÍN, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico) San Rafael, Arenisca de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) San Vicente, Gneis Granítico de PALEOZOICO SANTA ANA, COMPLEJO SUBVOLCANICO THOLEITICO ESTRATIFICADO DE* MESOZOICO (Cretácico temprano) Santa Ana, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Santa Anita, Formación MESOZOICO (Cretácico superior) CENOZOICO (Terciario inferior) SANTA ANITA. GRUPO* MESOZOICO (Cretácico Campaniense) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Santa Bárbara, Capas de CENOZOICO (Terciario superior) Santa Bárbara, Conglomerado CENOZOICO (Cuaternario) Santa Bárbara, Facies MESOZOICO (Cretácico) Santa Bárbara, Metagabro de PRECÁMBRICO SANTA BÁRBARA, MIEMBRO* (Formación La Rosa) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Santa Bárbara, Serie MESOZOICO (Cretácico) CENOZOICO (Terciario) Santa Bárbara, Zonas de (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Santa Bárbara de Zamora, Capas de CENOZOICO (Terciario superior) SANTA CRUZ, GNEIS DE* PRECÁMBRICO Santa Inés, Formación, Grupo CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Mioceno) SANTA ISABEL, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense) Santa Lucia, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Santa María, Dique de PRECÁMBRICO (?) Santa María, Lutitas de MESOZOICO (Cretácico) SANTA MARÍA, PAQUETE DE** (Formación Naricual) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Santa Rita, Arcilla de, Conglomerado de, Piso CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SANTA RITA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-tardío) Santa Rosa, Formación MESOZOICO (Cretácico) SANTA ROSALÍA, GRANITO DE*. PRECÁMBRICO SANTIAGO, MIEMBRO* (Formación Agua Clara) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) SANTO DOMINGO, GNEIS DE** PRECÁMBRICO SEBASTOPOL COMPLEJO DE* PRECÁMBRICO SUPERIOR Sebastopol, Complejo Basal de PALEOZOICO Sebastopol, Gneis de, PREMESOZOICO SEBORUCO, MIEMBRO*(Formación Capacho) MESOZOICO (Cretácico: Cenomaniense-Turoniense) "Sebucán", Miembro MESOZOICO (Cretácico) SECO, CONGLOMERADO DE* MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Segovia, Grupo, Serie MESOZOICO (Cretácico) SIERRA NEVADA, ASOCIACIÓN* PRECÁMBRICO SUPERIOR Sierra Nevada, Formación PRECÁMBRICO SUPERIOR Sierrita, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SIGMA, ARENA** (Formación Freites) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SIGMOLINA, ARENAS DE** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SIPAPO, GRANODIORITA DE* PRECÁMBRICO Siphogenerina multicostataGaudryina thalmanni, Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SIPHOGENERINA TRANSVERSA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SIPHOGENERINOIDES, BRAMLETTEI, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico tardío) SIPHOGENERINOIDES CRETACEA, ZONA DE* MESOZOICO (Cretácico: Campaniense) SIQUIRE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano-medio) SIRABA CAPUANA GABRO ZONADO DE* MESOZOICO (Cretácico temprano) SOCORRO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) Socorro, Miembro de Arenas de, "Serie" CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Socorro-Querales, "Serie" CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SOCUY, MIEMBRO* (Formación Colón) MESOZOICO (Cretácico: Campaniense Maestrichtiense) Soldado, Formación CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Soledad, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) SOLITO, ARENAS DE ** (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) SOLITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Solito-Curamichate, Arenas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) SPHAEROIDINELLA SEMINULINA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) STREBLUS CATESBYTANUS, ZÓNULA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) SUAPURE, GRUPO** PRECÁMBRICO Suata, Formación SUCRE, GRUPO* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) MESOZOICO (Cretácico temprano) SUPAMO, COMPLEJO DE* PRECÁMBRICO LETRA "T" "T" ARENAS** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Tabla, Arenas de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Tablazos, Capas de, Formación CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario) Tacagua, Fase (Complejo La Costa) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) TACAGUA, FORMACIÓN* MESOZOICO MEDIO-SUPERIOR Tacal, Formación, Grupo CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) Tacamire, Arenisca de, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) Táchira, Caliza de, Formación MESOZOICO (Cretácico tardío) TÁCHIRA, FTANITA DE, MIEMBRO* (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense-Santoniense) TAGUARUMO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Barremiense) TAIPANA, FORMACIÓN** PRECAMBRICO INFERIOR Taparito Miembro (Formación Mostrencos) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Taparito, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) TARATARA, MIEMBRO* (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Tarra, Lutitas de MESOZOICO (Cretácico) TAU, ARENA** (Formación Las Piedras) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) TAUSABANA-EL RODEO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO ZONADO* MESOZOICO (Cretácico medio) TEMBLADOR, GRUPO* MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Maestrichtiense tardío) TEMERURE, Formación** MESOZOICO (Cretácico?)CENOZOICO (Terciario: Eoceno-Oligoceno temprano) Tercer Carbón, Formación CENOZOICO (Terciario: Eoceno) TEXTULARIA, ARENAS DE** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TEXTULARIA FALCONENSIS, ZÓNULA DE * CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Textularia Panamensis, Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TEXTULARIA PANAMENSIS, ZÓNULA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Theta Arena (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) THETA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) TIARA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico) Tiara, Formación Volcánica de, Lavas de, Rocas Volcánicas de MESOZOICO (Cretácico) TIBÚ MIEMBRO* (Formación Apón) MESOZOICO (Cretácico: Aptiense) TIGRE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Albiense?-Maestrichtiense) TIGRILLO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano a medio) TIGUAJE, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno) TILANGONA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio-Oligoceno) TIMBETES, MIEMBRO*(Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Coniaciense) "Timbetis", Miembro MESOZOICO (Cretácico) Timiache, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TIMOTEO, MIEMBRO* (Formación La Puerta) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TINACOA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico) Tinajitas, Formación, Miembro (Formación Merecure) CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío-Oligoceno) TINAJITAS, MIEMBRO* (Formación Caratas) CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) TINAPÚ ESQUISTOS DE* PALEOZOICO TINAQUILLO, PERIDOTITA DE* MESOZOICO? TINATEPO, PLUTÓN DE* MESOZOICO (Pre-Cretácico) TIRADO, MIEMBRO* MESOZOICO (Jurásico temprano) TIRAMUTO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Campaniense) Toas, Isla de Toas, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) TÓCOME, METAIGNEAS DE* PALEOZOICO Tocuyo, Formación CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) Tocuyo, Horizonte de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) TODASANA, COMPLEJO DE* MESOZOICO (?) Todasana, Complejo Migmatítico de MESOZOICO? Tomón, Arenisca de Facies, Formación, Grupo, Serie MESOZOICO (Cretácico) Tomoropo, Miembro (Formación Trujillo) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) TORTUGA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno tardío) TOSTÓS, ASOCIACIÓN* PALEOZOICO SUPERIOR Tostós, Formación PALEOZOICO (Carbonífero) TRES ESQUINAS, MIEMBRO* (Formación La Luna) MESOZOICO (Cretácico: Campaniense) TRES PUNTAS, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano a medio) Trigonia, Miembro de Caliza con MESOZOICO (Cretácico) Trochammina sp., Zona de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TROCHAMMINA sp. cf.t. PACIFICA ZÓNULA DE* CENOZOICO (Terciario) TROCHAMMINA, CAPAS DE CENOZOICO (Terciario: Eoceno) TRUJILLO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) TRUNCOROTALOIDES ROHRI, ZONA DE * CENOZOICO (Terciario: Eoceno medio) Tucacas, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno-Plioceno) Tucupido, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TUCUPIDO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) Tucurere, Miembro de Margas de (Formación Guacharaca) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) TUCUSITO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío Plioceno temprano ? ) TUCUTUNEMO, FORMACIÓN* PALEOZOICO SUPERIOR TUNAPUI, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico temprano) Tupure, Lutitas de CENOZOICO (Terciario: Oligoceno) TURAGUAPO, ARENAS DE** (Formación Agua Salada) CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) Turbio, Formación MESOZOICO (Cretácico) TURRITELLA, SUBZONA DE** CENOZOICO (Terciario: Mioceno) TURUPIA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío a Plioceno temprano) Turupia, Miembro de Arcilla de (Formación Caujarao) CENOZOICO (Terciario: Plioceno temprano) TUY, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Plioceno-Cuaternario: Pleistoceno) LETRA "U" "U" ARENAS** (Formación Merecure) CENOZOICO (Terciario: Oligoceno-Mioceno) UAIMAPUÉ, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Uairén, "Facies" (Formación Roraima) PRECÁMBRICO UAIRÉN, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO UCHIRE, MIEMBRO* MESOZOICO (Cretácico: Senoniense ?) UCHIRITO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) UIPANA, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico?) Unare, Miembro CENOZOICO (Terciario: Mioceno) UNTURÁN, FORMACIÓN** PRECÁMBRICO UQUIRE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Jurásico-Triásico) Uracá, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) URAMA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Eoceno tardío) URAPE, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico) URDANETA, MIEMBRO*(Formación Lagunillas) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Uribante, Formación Grupo MESOZOICO (Cretácico) Urica, "Mioceno de "Moluscos" de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) URIMACO, FORMACIÓN** CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) URUMACO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Mioceno tardío) Urumales, Formación MESOZOICO (Cretácico) "Usupamo" Batolito de PRECÁMBRICO UVIGERINA GALLOWAYI BASICORDATA ZÓNULA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Uvigerina-Nonion, Zona de CENOZOICO (Terciario: Eoceno) UVIGERINELLA" SPARSICOSTATA, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno temprano) LETRA "V" VAGINULINOPSIS SUPERBUS TROCHAMMINA cf. PACIFICA ZÓNULA DE CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Valencia, Caliza de MEZOZOICO VALVULINERIA HERRICKI, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio-tardío) VALVULINERIA PALEGREDENSIS, ZONA DE* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) VALVULINERIA VENEZUELANA, ZÓNULA DE* CENOZOICO (Terciario: Mioceno) VALLE GRANDE FORMACIÓN* MEZOZOICO (Cretácico: Aptiense-Albiense) VALLE HONDO, FORMACIÓN* CENOZOICO (Terciario: Paleoceno-Eoceno) Valle Hondo, Riolita de (Asociación Riolítica) MESOZOICO Valle, Tramo de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) VALLECITO, CAPAS DE* MESOZOICO (Cretácico) VENADOS, MIEMBRO* (Formación Barranquín) MESOZOICO (Cretácico: Temprano) VENAMO, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Venericardia, Caliza de CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) Ventarrón, Miembro CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Ventura, Lutita de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Verde, Formación CENOZOICO (Terciario) VERDE, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) VERGEL MIEMBRO* (Formación San Gregorio) CENOZOICO (Terciario: Plioceno tardío) VICHÚ, MIEMBRO* (Formación Betijoque) CENOZOICO (Terciario Mioceno) VIDOÑO, FORMACIÓN* MESOZOICO (Cretácico: Campaniense)CENOZOICO (Terciario: Eoceno temprano) Villa de Cura, "Serie" de MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) Villa de Cura, Formación, "Serie" MESOZOICO VILLA DE CURA, GRUPO* MESOZOICO Villanueva, Formación MESOZOICO (Cretácico tardío) CENOZOICO (Terciario: Paleoceno) VOLCANCITO, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico: Albiense-Cenomaniense) VUELVAN CARAS, BATOLITO DE* PRECÁMBRICO LETRA "W" "W" ARENAS** (Formación La Pica) CENOZOICO (Terciario: Mioceno) Wacke, Subunidad de PRECÁMBRICO LETRA "Y" Yabalito, Capas de CENOZOICO (Terciario: Mioceno) YABO, MIEMBRO** (Formación Oficina) CENOZOICO (Terciario: Mioceno medio) YACAMBÚ, FORMACIÓN** MESOZOICO (Cretácico: Campaniense-Maestrichtiense) YACUA, MIEMBRO* (Formación Cariaquito) MESOZOICO (Cretácico temprano) YACURAI, CONGLOMERADO DE** PRECÁMBRICO Yama, Formación PRECÁMBRICO YARITAGUA, COMPLEJO* PRECÁMBRICO SUPERIOR Yaritagua, Formación PRECÁMBRICO Yucales, Formación CENOZOICO (Terciario) YUMARE, COMPLEJO DE* PRECÁMBRICO SUPERIOR YUREBA GRANITO DE** PRECÁMBRICO YURUARI, FORMACIÓN* PRECÁMBRICO Yuruari, Anfibolita de PRECÁMBRICO LETRA "Z" ZAMURO, MIEMBRO** (Formación Misoa) CENOZOICO (Terciario: Eoceno) Zapa, Formación MESOZOICO (Cretácico: tardío) ZÁRATE, CONGLOMERADO DE** PRECÁMBRICO INFERIOR Zaraza, Capas de, Grupo, "Serie" CENOZOICO (Terciario: Mioceno) ZAZÁRIDA, FORMACIÓN* CENOZOICO (Cuaternario: Pleistoceno) Zenda, Fase (Formación Las Brisas) MESOZOICO (Jurásico-Cretácico) ZENDA, MIEMBRO* (Formación Las Brisas) MESOZOICO ZETA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) CENOZOICO (Terciario: Plioceno) "ZONA FORAMINIFERAL INFERIOR"** MESOZOICO (Cretácico tardío) (Formación Colón) "ZONA FORAMINIFERAL SUPERIOR"** (Formación Colón) MESOZOICO (Cretácico tardío) Zuata, Formación CENOZOICO (Terciario: Mioceno) LISTA CRONOLOGICA DE LAS UNIDADES ESTRATIGRAFICAS DE VENEZUELA CATEGORIA: “ “ VÁLIDO * INFORMAL ** Inválido EDADES INDETERMINADAS Araya-Paria, Grupo Metamórfico de AVILA COMPLEJO * Basamento Rocas del Boconó, Calizas de CABO CODERA, COMPLEJO ** CABRIALES, GNEIS ** Caño Dulce, Capas de, Formación Caparo, Bella Vista, Serie Caparo-Bella Vista, Grupo, Serie Capitanejo, Arenas de, Areniscas de, Miembro de, Areniscas de, Serie de Caracas Serie CARUAO, COMPLEJO MIGMATÍTICO DE * Cerro Azul, Capas de CHARALLAVE, CONGLOMERADO DE ** CHORONÍ, GNEIS GRANÍTICO DE ** COLONIA TOVAR, GNEIS DE * CONOROPA, ROCAS DE ** CUBO ARENAS DE ** (Formación Carbonera) CURUCUJUL, ESQUITO DE LA QUEBRADA ** EL CAÑO, FORMACIÓN * EL SALADO, GRANITO DE * Esquitos Inferiores, Serie de Esquitos Verdes, Grupo de los Green Serie (Formación Verde) LA AGUADITA, GNEIS * LA BIMBA, PERIDOTITAS SERPENTINIZADAS DE * LA GLORIA, PLUTÓN DE * LA GUACAMAYA, METADIORITA DE * LA MARIPOSA, PARAGNEIS ** LAS CARPAS, PLUTÓN DE * LOS NARANJOS, MIEMBRO * (Formación Tucutunemo) Mucupatí, Serie NAIGUATÁ, METAGRANITO DE ** Ocumare, Formación Pañocira, Capas Rojas de Pichao, Conglomerado de "Red Formation" RIO ABAJO, CALIZAS DE ** (Formación Nirgua) ROCAS VERDES, DIVISIÓN DE LAS ** Roja Vieja, Serie Rondón Mesa, Capas de Rondón, Formación Santa Bárbara, Capas de Santa Bárbara de Zamora, Capas de SEBASTOPOL, COMPLEJO DE * Sebastopol, Complejo Basal de Sebastopol, Gneis de, Granito de TINAPÚ, ESQUISTOS DE * TOCOME, METAGNEIS DE * TODASANA, COMPLEJO * Todasana, Complejo Migmatítico de TROCHAMMINA SP. C. F. T. PACIFICA, ZONULA DE * Verde, Formación Yucales, Formación PRECÁMBRICO Anfibolita, Subunidad de ARABOPO ROCAS PIROCLÁSTICAS DE ** Arcaico, Complejo Arqueano, Complejo ATABAPO, GRANITO DE * AZA, FORMACIÓN ** BELLA VISTA, ASOCIACIÓN* Bella Vista Formación Basamento, Complejo del BOTANAMO, GRUPO * CABALLAPE, FORMACIÓN * CACHIMBO, FORMACIÓN ** CAICARA, FORMACIÓN * CAÑO MARI, GRANITO DE * CAÑO ROJA, TONALITA DE * Carapo, Formación CARICHAPO, ANFIBOLITA DE ** CARICHAPO, GRUPO * Carichapo-Pastora, Asociación Carichapo Pastora-Cuchivero, Asociación CARRIZAL, PLUTÓN DE CARONÍ, GRUPO ** CARUM, FORMACIÓN * Carum, Miembro CASA VERDE, DIQUE DE ** CASIQUIARE, COMPLEJO * CEDEÑO, SUPERGRUPO ** CERRO GUANACIPANA, MONZONITA CUARCÍFERA DE * CERRO LA CEIBA, MIGMATITA DE CERRO LA CEIBA, MIGMATITA, MONZONITA CUARCÍFERA DE ** Cerro La Neblina, Rocas de CERRO PELÓN, PLUTÓN DE ** CHARA, FORMACIÓN ** CHIGUAO, GRUPO ** CICAPRA, FORMACIÓN * CINARUCO, FORMACIÓN * Conglomerado, Subunidad de Cuarcita Blanca, Subunidad de Cuchivero, Asociación, Ígnea, Conjunto, Serie Ígnea CUCHIVERO, GRUPO ** Cuchivero, Asociación Ígnea, Conjunto, Serie Ígnea CUNUCUNUMA, GRANITO DE * CUQUENÁN, FORMACIÓN * Currupia, Serpentintas de DANTA, ANFIBOLITA DE ** DANTO, GRANITO DE * EL CALLAO, FORMACIÓN * El Callao, Rocas Verdes de, Serie EL CEDRAL, FORMACIÓN ** EL GANCHO, GRANITO ALASKITICO DE * EL TORNO, FORMACIÓN EL VIEJO, FORMACIÓN * EL YAGRUMAL, GRANITO DE * ESMERALDA, FORMACIÓN ** FLORINDA, FORMACIÓN ** GUACURIPIA, FORMACIÓN * GUAHARIBOS, FACIES (Formación Roraima) GUANIAMITO, GRANITO * GUASIMO, GRANITO PORFÍDICO DE ** Guasipati, Formación Guayana, Serie Guri, Gneis de GURI, THONDJEMITA DE * ICHÚN, FORMACIÓN * Iglesias Serie Imataca, Batolito, Formación, Grupo, Serie IMATACA, COMPLEJO DE * Kaieteuriana, Serie KAMARATA, SILL DE ** KANAIME, SILL DE ** KIRATARE, GRANITOS RECRISTALIZADOS DE ** LA CUAIMA, FORMACIÓN * LA ENCRUCIJADA, GRANITO DE * La Encrucijada, Monzonita Cuarcífera de LA NEBLINA, SERIE ** LA PARAGUA, GRANITO ALCALINO DE ** LAS COSOIBAS, GNEIS DE * Las Guayanas, Complejo Basal de LAS QUESERAS, GRANITO DE * LAS TRINCHERAS, GRANITO DE ** LAS YEGUAS, FORMACIÓN ** LOS CARIBES, FORMACIÓN * LUEPA, ROCAS ÍGNEAS DE ** MACABANA, AUGENGNEIS DE * MANAMUNDO, FORMACIÓN ** MANDIGAL, PLUTÓN DE ** MÁPARES, CUARCITA DE ** MARACAPRA, FORMACIÓN ** MARIETA, GRANITO DE ** MARUETA, GRANITO DE ** MATAUI, FORMACIÓN * MINICIA, MIGMATITAS DE ** NURIA, MANTO DE ** ORONATO, GNEIS DE * PADAMO, GRANITO DE ** Panamo, Anfibolita de PARGUAZA, GRANITO DE * PARÚ, GRANITO DE ** Pastora, Grupo Serie PASTORA, SUPER GRUPO * Pastora-Carichapo, Asociación Pegón, Sil de PEÑA DE MORA, AUGENGNEIS DE * Perijá "Serie" PIJIGUAO, GRANITO DE * Pre-Imataca, Rocas Puedpa, Rocas Foliadas de Real Corona, Formación REAL CORONA, GRUPO ** Real Corona, Serie Real Corona-El Torno, Asociación, Formación Río Amarapo, Serpentinita de RÍO CLARO, ANFIBOLITA DE * Río Yama, Formación Roraima, Formación, Capas de Serie RORAIMA, GRUPO * SAN CARLOS DEL RÍO NEGRO, GRANITO DE ** SAN PEDRO DE LAS BOCAS, GRANITO DE ** San Pedro, Capas de, Formación SAN PEDRO, GRANITO DE * Santa Bárbara, Metagabro SANTA CRUZ, GNEIS DE * Santa María, Dique de SANTA ROSALÍA, GRANITO DE * SANTO DOMINGO, GNEIS DE SIERRA NEVADA ASOCIACIÓN* Sierra Nevada, Formación SIPAPO, GRANODIORITAS DE * SUAPURE, GRUPO ** SUPAMO, COMPLEJO DE * TAIPANA, FORMACIÓN ** UAIMAPUÉ, FORMACIÓN* Uairén, Facies UAIRÉN, FORMACIÓN * "Usupamo", Batolito de VENAMO, FORMACIÓN * VUELVAN CARAS, BATOLITO DE * Wacke, Subunidad de YACURAI, CONGLOMERADO DE ** Yama, Formación YARITAGUA, COMPLEJO* Yaritagua, Formación YUMARE, COMPLEJO* YUREBA, GRANITO DE ** YURUARI, FORMACIÓN * ZÁRATE, CONGLOMERADO DE** PALEOZOICO INFERIOR (CÁMBRICO-ORDOVÍCICOSILÚRICO-DEVÓNICO) Cachirí, Grupo CAMPO CHICO, FORMACIÓN * CAÑAOTE, FORMACIÓN * CAÑO DEL OESTE, FORMACIÓN * CAÑO GRANDE, FORMACIÓN * Caparo, Formación Capara, Grupo, Serie Capara-Bella Vista, Serie CARUAO, COMPLEJO MIGMATITICO DE* CARRIZAL, FORMACIÓN * CAYETANO, PSEUDO-GNEIS ** CERRAJÓN, FORMACIÓN * EL BARBASCO, GRUPO * EL HORNO, FORMACIÓN ** EL TINACO COMPLEJO DE* GUAREMAL, GRANITO DE * HATO VIEJO, FORMACIÓN * JOBITO, MIEMBRO * (Formación Cerrajón) LOS GUINEOS, FORMACIÓN * LOS TORRES, ASOCIACIÓN * Los Torres, Formación MIRELES, FORMACIÓN * PERIJÁ, FORMACIÓN* RÍO CACHIRÍ, GRUPO * Río Cachirí, Serie Río Macoíta, Formación Río Tinacoa, Formación PALEOZOICO SUPERIOR (CARBONÍFERO-PÉRMICO) APURE, ESQUISTOS DE* Batatuy, Grupo, Serie CAÑO DEL NOROESTE, FORMACIÓN* CAÑO INDIO, FORMACIÓN* CARACHE, FORMACIÓN* CEBOLLETA, MIEMBRO CALIZAS DE* (Asociación El Águila) CERRO AZUL, ASOCIACIÓN* Cerro Azul, Formación EL ÁGUILA, ASOCIACIÓN* El Águila, Formación EL AMPARO, PLUTÓN DE * EL AMPARO, PLUTÓN DE* EL BALCÓN, MIEMBRO* (Asociación El Águila) EL BALCÓN, MIEMBRO* (Asociación El Águila) EL BAÚL, GRANITO ALCALINO DE* El Baúl, Sienita, Alcalina de EL PALMAR, GRANITO DE* GAVILÁN CUARCITA DE, MIEMBRO* Libertad, Formación MACOÍTA, FORMACIÓN* Macoíta, Serie MATA OSCURA, FACIES* (Granito Alcalino de El Baúl) Mérida, Formación, Serie MOGOTE, FACIES* (Granito Alcalina de El Baúl) Momboy, Serie MUCUCHACHÍ, ASOCIACIÓN* Mucuchachí, Formación Mucuchachí, Grupo, Serie Palmarito, Areniscas, Serie, Calizas De Grupo PALMARITO, FORMACIÓN* PIÑERO, FACIES* (Granito Alcalino de El Baúl) Piñero, Granito de Remolino, Formación RÍO MOMBOY, ASOCIACIÓN* Río Momboy, Formación Río Momboy, Formación, Serie RÍO PALMAR, FORMACIÓN* SABANETA, FORMACIÓN* Sabaneta, Grupo, Serie San Vicente, Gneis Granítico de TOSTÓS, ASOCIACIÓN* Tostós, Formación TUCUTUNEMO, FORMACIÓN* MESOZOICO NO DIFERENCIADO "A" a "T' UNIDADES ** Antímano, Caliza de ANTIMANO, FORMACIÓN* Araya-Paria, Grupo Metamórfico de BOCAS, COMPLEJO* CABO CODERA, COMPLEJO** CARIBE, SISTEMA** CURIEPE, GNEIS TONALÍTICO DE* EL CARMEN, FORMACIÓN* EL CAÑO, FORMACIÓN* El Cauca Formación Esquistos Inferiores, "Serie" de Esquistos Verdes, Grupo de Los LA BIMBA, PERIDOTITA SERPENTINIZADA DE* LAGUNA CHICA, FORMACIÓN* Lomitas, Serie Los Colorados, Caliza de, Facies Los Cristales, Formación LOS CRISTALES, GRUPO* LOS TESTIGOS, COMPLEJO* Nirgua, Fase NIRGUA, FORMACÓN* Oritapo, Diorita de Paraguachí, Anfibolita de Peña De Mora, Formación Post-Grupo Caracas, Formaciones RÍO ABAJO, CALIZA DE** (Formación Nirgua) Río Abajo, Formación Río Guare, Rocas Volcánico Sedimentarias del Roja, Formación TACAGUA, FORMACIÓN* Valencia, Caliza de Villa De Cura, Formación, Serie VILLA DE CURA, GRUPO* Zenda, Fase (Formación Las Brisas) ZENDA, MIEMBRO (Formación Las Brisas) TRIÁSICO y/o JURÁSICO ALTAMIRA, BASALTO DE* CARACAS, GRUPO* Caracas, "Serie" Caribe, Serie, Sistema Casupal, Riolita de (Asociación Riolítica) Cojoro, Arenisca de COJORO, GRUPO* DRAGÓN, GNEIS DE* EL BAÑO, GRANITO DE* EL CHINO, FORMACIÓN EL COPEY, FORMACIÓN* EL CORCOBADO, RIOLITA DE* EL TOTUMO, ROCA VOLCÁNICA DE* GUACAMAYAS, GRUPO VOLCÁNICO DE* GUASAPA, FORMACIÓN* IPIRE, FORMACIÓN* LA GE, GRUPO* LA HORQUETA, MIEMBRO, CALIZA DE** LA QUINTA, FORMACIÓN* La Quinta, Serie La Rinconada, Grupo LA SEGOVIERA, MIEMBRO* LA SEGOVIERA, RIOLITA LATÍTICA DE* Las Brisas, Conglomerado de LAS BRISAS, FORMACIÓN* LATITA CUARCIFERA, ASOCIACIÓN** Los Colorados, Fases (Formación Las Mercedes) MACURO, FORMACIÓN* MANICUARE, FORMACIÓN* MANZANILLO, MIEMBRO METAVOLCÁNICO DE* Maraval, Capas de Masparro, Formación PARAGUACHÍ, COMPLEJO METAOFIOLÍTICO DE * PUEBLO NUEVO, FORMACIÓN* RANCHO GRANDE, FORMACIÓN* Río Masparro, Formación RÍO YAGUARAPARO, MIEMBRO DE CALIZAS DE* RIOLITA, ASOCIACIÓN** RIOLÍTICA, ASOCIACIÓN** SECO, CONGLOMERADO* Tacagua, Fase (Complejo de La Costa) TINACOA, FORMACIÓN* TINATEPO, PLUTÓN DE* TIRADO, MIEMBRO* UIPANA, FORMACIÓN* UQUIRE, FORMACIÓN* Valle Hondo, Riolita de (Asociación Riolítica) CRETÁCICO NO DIFERENCIADO Agua Viva, Esquistos de Antímano, Fase APA, COMPLEJO DE** Arrayanes, Formación, Grupo Barbacoas, Caliza de, Lutita de Barure. Formación Bergantín, Arenisca de Boquerón, Formación Bourdones, Capas de Cachirí, Caliza de CANTAGALLO, METAGABRO** Caripe, Calizas de Carora. Areniscas de, Caliza de CERRO BOQUERÓN, ORTOGNEIS DE* CERRO PELÓN, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE** CHACAO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE** COGOLLO, GRUPO* Corritos, Formación Cumanacoa, Formación Curarigua, Formación, Grupo Curito, Formación El Cauca, Formación FORTUNA, FORMACIÓN** Glauconítico Horizonte, Miembro, Zona Guácharo, Miembro (Formación Chimana) Guanoco, Formación, Lutita de, Serie Guariquén, Areniscas de Guavinita, Formación Guayacán, Gneis de Hato Nuevo, Capas de Hurupú, Capas de Infante, Formación La Paz, Formación, Lutitas de, Serie LARA, GRUPO** LAS HERMANAS. FORMACIÓN* LOMA DE HIERRO, COMPLEJO OFIOLÍTICO DE* Loma de Hierro, Peridotita de Los Robles, Grupo MAJAGUAL, FORMACIÓN** Manaure, Capas de Matasiete, Pórfido de Granito Sódico de MATASIETE, TRONDHJEMITA DE* Moteado (a), Formación, Miembro Ortiza, Facies Osa, Formación Piedras Azules, Formación Placeta, Miembro Playa Grande, Arenisca de Punceres, Arenisca de Quevedo, Formación Quiú, Facies Río Cogollo, Caliza de RÍO SOLO, CAPAS DE (Formación Barranquín) Rubio, Capas de, Horizonte De SAN QUINTÍN, FORMACIÓN* Santa Bárbara, Facies Santa María, Lutitas de Santa Rosa, Formación Sebucán, Miembro Segovia, Grupo, Serie Tarra, Lutitas De TIARA, FORMACIÓN* Tiara, Formación Volcánica de Lavas de, Rocas Volcánicas de "Timbetis", Miembro Tomón, Areniscas de, Facies, Formación, Grupo, Serie Trigonia, Miembro de Calizas con Turbio, Formación URAPE, FORMACIÓN* Urumales, Formación VALLECITO, CAPAS DE** Zapa, Formación CRETÁCICO TEMPRANO (BERRIACIENSE - ALBIENSE) AGUA BLANCA, FORMACIÓN* AGUARDIENTE, FORMACIÓN* APÓN, FORMACIÓN* ARAURE, FORMACIÓN* AROA, FORMACIÓN* BARRANQUÍN, FORMACIÓN* BOBARE, FORMACIÓN* BORRACHA, FORMACIÓN** Calderas, Formación CANOA, FORMACIÓN* CARIAQUITO, FORMACIÓN* CARIPE, MIEMBRO* CARIPITO, MIEMBRO* Carorita, Caliza de CARORITA, FORMACIÓN* CARÚPANO, FORMACIÓN* CHIMANA GRANDE, MIEMBRO* CHIMANA, FORMACIÓN* CHOFFATELA, ZONA DE* CHUPARIPAL, FORMACIÓN** CHUSPITA, FORMACIÓN* Cinco Ceibas, Calizas de Cogollo, Formación COJEDES, FORMACIÓN* CORRAL VIEJO, MIEMBRO* Cutacual, Formación DICTYOCONUS, ZONA DE* EL CANTIL, FORMACIÓN* EL CAZÓN, MIEMBRO** EL CHACAO, COMPLEJO ULTRAMÁFICO DE El Cogollo, Caliza de, Grupo E L M A N G O , D O Ñ A J U A N A , * *( A s o c i a c i ó n Igneometamórfica) EL MAPURITE, ARENISCAS DE** EL PIACHE, CALIZA DE, MARMOL DE** EL PIACHE, FORMACIÓN* GARCÍA, FORMACIÓN* GUAÍMAROS, MIEMBRO* (Formación Apón) GUÍNIMITA, FORMACIÓN* GUATAY, MIEMBRO* (Formación Macuro) HAPLOSTICHE, ZONA DE* JUAN GRIEGO, GRUPO LA AGUADA, MIEMBRO* (Formación La Luna) LA GRITA, MIEMBRO* (Formación Capacho) La Puya, Formación, Miembro Las Mercedes, Esquistos De LAS MERCEDES, FORMACIÓN* LISURE, FORMACIÓN* LOS MONJES, ORTOANFIBOLITA DE** MACHIQUES, MIEMBRO* (Formación Apón) MAMEY, FORMACIÓN* Manantiales, Caliza de MAPUEY, FORMACIÓN* MEJILLONES, COMPLEJO DE* MERCEDES, MIEMBRO* (Formación Apón) MORRO BLANCO, MIEMBRO* (Formación Barranquín) MUNDO NUEVO, MIEMBRO* (Formación Barranquín) ORBITOLINA TEXANA, ZONA DE* PATAO, MIEMBRO* (Formación Cariaquito) PEÑAS ALTAS, FORMACIÓN* PICHE, MIEMBRO* (Formación Apón) PICUDA, MIEMBRO* (Formación Barranquín) PIEDRA NEGRA, COMPLEJO METAMÓRFICODE** PILANCONES, FORMACIÓN* PRAEGLOBUTRUNCANA ROHRI, ZONA DE* PUTUCUAL, MIEMBRO* QUERECUAL, FORMACIÓN* RÍO NEGRO, FORMACIÓN* RÍO TURBIO, CALIZA DE** SANTA ANA, COMPLEJO SUBVOLCÁNICO THOLEÍTICO ESTRATIGRÁFICO DE* SIRABA-CAPUANA, GRABO ZONADO DE* SUCRE, GRUPO* TAGUARUMO, FORMACIÓN* TAUSABANA-EL RODEO,COMPLEJO ULTRAMÁFICO ZONADO* TIBÚ, MIEMBRO* (Formación Apón) TUNAPUI, FORMACIÓN* Uribante, Formación, Grupo VALLE GRANDE, FORMACIÓN* VENADOS, MIEMBRO* (Formación Barranquín) YACIJA, MIEMBRO* (Formación Cariaquito) CRETÁCIO TARDÍO (CENOMANIENSE-TURONIENSECONIACIENSE-SANTONIESECAMPANIENSE Y MAESTRICHTIENSE) AGUA VIVA, MIEMBRO* Aguada, Miembro Ammobaculites Columbianus, Zona de AMMOMARGINULINA COLOMBIANA, ZONA DE* Aragua, Areniscas de, Formación Araguita, Formación Barbacoas, Caliza de, Lutita de BARQUISIMETO, FORMACIÓN* BELLACA, FORMACIÓN* BOLIVINA INCRASSATA, SUBZONA DE BOLIVINOIDES DECORATUS, SUBZONA DE* BOLIVINOIDES RHOMBOIDEA, SUBZONA DE* BURGÜITA, FORMACIÓN * CAPACHO, FORMACIÓN * CARAMACATE, FORMACIÓN** Carmelo, Formación Cataurito, Formación Cazadero, Formación CHEJENDÉ, MIEMBRO* (Formación La Luna) CIMARRONA, MIEMBRO* Colón, Caliza de COLÓN, FORMACIÓN CUJISAL, MIEMBRO* EL CARMEN, FORMACIÓN* El Totumo, Lentes de, Caliza de ESCANDALOSA, FORMACIÓN* ESCORZONERA, FORMACIÓN* ESPERANZA, FORMACIÓN** FLORES, LENTES DE, CALIZA DE** GARABATOS, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) GARRAPATA, FORMACIÓN* GAUDRYNA FOEDA, SUBZONA DE* GLOBOTRUNCANA APPENNINICA, ZONA DE* GLOBOTRUNCANA CONTUSA, ZONA DE* GLOBOTRUNCANA GANSSERI, ZONA DE** GRAN ROQUE, COMPLEJO MATAÍGNEO DE** Greensand, Miembro GUÁRICO, FORMACIÓN* GUAVINITA, MIEMBRO* (Formación Tigre) GUAYACÁN, MIEMBRO* (Formaciones Capacho y Escandalosa) GUAYUTA, GRUPO, FORMACIÓN* GUEMBELINA EXCOLATA, SUBZONA DE* GUEMBELINA PLUMMERAE, ZONA DE* GUEMBELINA, SIPHOGENERINOIDES, ZONA DE* HAPLOPHARAGMOIDES EXCAVATA, ZONA DE* INFANTE, MIEMBRO* (Formación Tigre) Infante, Formación LA CRUZ, MIEMBRO* (Formación Tigre) LA LUNA, FORMACIÓN* LA MORITA, FORMACIÓN** LA MORITA, MIEMBRO* (Formaciones Navay y La Luna) La Orchila, Complejo Ígneo Metamórfico de Lagartijo, Facies LAS COLONIAS, CALIZAS DE** LAS CRUCES, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) LAS PLACITAS, FORMACIÓN* LOS FRAILES, FORMACIÓN* LOS HERMANOS, COMPLEJO* LOS ROBLES, FORMACIÓN* MAMONCITO, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MARACA, FORMACIÓN* METREROS, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) MITO JUAN, FORMACIÓN* Mito Juan, Miembro MURUGUATA, FORMACIÓN** "N" CALIZA DE** (Formación Tigre) NAVAY, FORMACIÓN* ÑO PEDROTE, FORMACIÓN** Onoto, Capas de La Quebrada PARACOTOS, FORMACIÓN* PATANEMO, MIEMBRO* (Formación Barquisimeto) PLATILLÓN DIORITA PIROXENICA DE* PULLENIA CRETÁCEA, ZONA DE* QUEVEDO, MIEMBRO* (Formación Navay) RÍO DE ORO, MIEMBRO** (Formación Mito Juan) Río Lagartijo, Conglomerado de SABANA LARGA, BRECHA ÍGNEA DE* SAN ANTONIO, FORMACIÓN* SAN JUAN, FORMACIÓN* SANTA ISABEL FORMACIÓN* SEBORUCO, MIEMBRO* (Formación Capacho) SIPHOGENERINOIDES BRAMLETTEI, ZONA DE SIPHOGENERINOIDES CRETÁCEA, ZONA DE* SOCUY, MIEMBRO* (Formación Colón) Táchira, Caliza de, Formación TÁCHIRA, FTANITA DE MIEMBRO* (Formación La Luna) TEMBLADOR, GRUPO* TIGRE, FORMACIÓN* TIMBETES, MIEMBRO* (Formación La Luna) TINAQUILLO, PERIDOTITA DE* TIRAMUTO, FORMACIÓN* TRES ESQUINAS, MIEMBRO* (Formación La Luna) UCHIRE, MIEMBRO* VOLCANCITO, FORMACIÓN** YACAMBU, FORMACIÓN** ZONA FORAMINIFERAL INFERIOR** ZONA FORAMINERAL SUPERIOR** CRETÁCICO TARDÍO - TERCIARIO TEMPRANO CATATUMBO, FORMACIÓN* Cerro de Oro, Capas de, Grupo, Serie CHACUAL, COMPLEJO DE* "D" a "L", UNIDADES** CYROIDINA DEPRESA, ZONA DE* LA GUAIRITA, FORMACIÓN** LA OSA, FORMACIÓN* Loma de León, Formación Los Cajones, Miembro (Formación Guárico) MAMONAL, MIEMBRO* (Formación Guárico) MORADOR, COMPLEJO DE** MORRO DEL FARO, FORMACIÓN** Morro del Faro, Miembro (Formación Guárico) MUCARIA, FORMACIÓN* OROCUÉ, GRUPO* Pariense, Grupo, Sistema Pre-Discontinuidad, Capas, Formación RÍO ARAGUA, FORMACIÓN** RÍO CHAVEZ, MIEMBRO* Río Guache, Capas De San Antonio, Serpentina de San Juan de Los Morros, Formación, Miembro Santa Anita, Formación SANTA ANITA, GRUPO Santa Bárbara, Serie TEMEMURE, FORMACIÓN** Tememure, Formación, Grupo VIDOÑO, FORMACIÓN* Villanueva, Formación La Viuda, Lutita de Lora Paquete de, Carbón de Loro, Formación LOS CUERVOS, FORMACIÓN* Los Morros de San Juan, Caliza de Macaira, Miembro MARCELINA, FORMACIÓN* Morro, Caliza de REZEHAKINA-SPIROPLECTAMMINA, ZONA DE* Río Guasare, Formación San Francisco de Cara, Capas de San Juan, Formación (Como sinónimo de la Formación Guárico) Soldado, Formación Toas, Isla de Toas, Caliza de VALVULINERIA PALEGREDENSIS, ZONA DE* Venericardia, Caliza de PALEOCENO-EOCENO PALEOCENO BARCO, FORMACIÓN* CATATUMBO, FORMACIÓN Cerro Corazón, Capas de, Horizonte de CLAVULINOIDES, ASPERA, ZONA DE* El Guapo, lutita de Chaparral, Grupo EL GUAPO, FORMACIÓN** GARANTÓN, PLUTÓN DE* GLOBIGERINA TRILOCULINOIDES, SUBZONA DE* GLOBIGERINA SPIRALIS, SUBZONA DE* GLOBIGERINOIDES DAUBJERGENSIS, SUBZONA DE* GLOBOROTALIA ANGULATA, SUBZONA DE* GLOBOROTALIA PSEUDOBULLOIDES, ZONA DE* GLOBOROTALLIA PSEUDOMENARDII, ZONA DE, SUBZONA DE * GLOBOROTALIA TRINIDADENSIS, ZONA DE* GLOBOROTALIA VELASCOENCIS, ZONA DE* GUASARE, FORMACIÓN* Gyroidina-Bulimina, Zona de LA FUNCIA, FORMACIÓN** La Paz, Caliza de La Rosa, Capas de, Carbón de LA SOLEDAD, FORMACIÓN** Angostura, Formación, Grupo BERLIN, ARRECIFE DE** Carbón Primer Horizonte Carbón Tercer Horizonte Caramacate, Miembro CAUTARO, FORMACIÓN** CYCLAMMINA GRACILASSOI, ZONA DE* El Guapo, Lutita de El Ocumo, Complejo EL PLATILLÓN, OLISTOSTROMO** EL TOCUYO, LUTITAS DE* (Formación Morán) HUMOCARO, FORMACIÓN* LOS CAJONES, FORMACIÓN** Macaira, Grupo MATATERE, FORMACIÓN* MORÁN, FORMACIÓN* NUMMULITES ESCORDELADOS, ZONA DE* ORBIGNYNA PYREI, SUBZONA DE** Ortiz, Arenisca de, Formación Ortiz, Serie, Flysch de ORUPE, FORMACIÓN* PASO DIABLO, FORMACIÓN* Pavia, Capas de, Facies de Bloques de RÍO GUACHE, FORMACIÓN* TRUJILLO, FORMACIÓN* VALLE HONDO, FORMACIÓN* EOCENO "A" a "G", ARENAS** (Formación La Pascua) AGUA NEGRA, GRUPO* Altamira, Formación Ambrosio, Formación ARANDIA, MIEMBRO** (Formación Pagüey) Arenisca Micácea ASTEROCYCLINA, ASTERISCA, ZONA DE* B (o BX), FORMACIÓN, INTERVALO, MIEMBROS, UNIDADES** (Formación Misoa) Bajo Grande, Formación BAJO GRANDE, MIEMBRO** (Formación Misoa) Barqueta, Miembro (Formación Mostrencos) Bocorrón, Areniscas de Boquerón, Areniscas de BOSCÁN, ARENAS DE, ARENISCAS DE** (Formación Misoa) BOTUCAL, ARENISCAS DE, MIEMBRO DE* (Formación Moran) C (CX), MIEMBRO** (Formación Misoa) CANGUA, FORMACIÓN** CAÑA BRAVA, MIEMBRO* (Formación La Sierra) Cañadones, Formación CARATAS, FORMACIÓN* CANGUA, FORMACIÓN** CAÚS, FORMACIÓN* CERRO CAMPANA, CALIZA DE** Cerro Campana, Capas de, Formación, Lutitas de Cerro Misión, Lutitas de CERRO MISIÓN, FORMACIÓN* Cerro Misoa, Formación Cerro Peñas Blancas, Horizonte de Cerro Venado, Caliza de, Conglomerado de CHURUGUARITA, CALIZAS DE** Churuguarita, Formación Churuguarito, Formación COBRE, FORMACIÓN* Concepción, Formación CONCEPCIÓN, MIEMBRO** (Formación Misoa) Cuicas, Calizas de, Formación, Miembro de, Calizas de Cyterella, Caliza de Dificultad, Miembro (Formación Trujillo) DOROTHIA CYCLAMMINA, ZONA DE* EL CERCADO, MIEMBRO** EL CHUPÓN, PERIDOTITA DE* El Cobre, Formación EL CUMBE, CALIZA DE** (Formación Valle Hondo) EL DATIL, FORMACIÓN* El Gobernador, Formación El Mene, Formación EL MENE, MIEMBRO O FORMACIÓN** El Picacho, Horizonte de EL SANTUARIO, FORMACIÓN* ENSENADA, ARENAS DE** (Formación Misoa) Escuque, Formación Frontal, Arenisca (s) GAUDRYNA SOLDADOENSIS, ZONA DE* GLOBIGERINA SOLDADOENSIS, ZONA DE* GLOBOROTALIA CERROAZULENSIS, ZONA DE* Globorotalia Cocoaensis, Zona de GLOBOROTALIA CENTRALIS, ZONA DE* GLOBOROTALIA PLAMERAE, ZONA DE* GLOBOROTALIA PUSILLA. PUSILLA, ZONA DE, SUBZONA DE* GOBERNADOR, FORMACIÓN* GUAIQUERA, FORMACIÓN** Halymenites, Arenisca de HANNATOMA, CALIZA CON** HANNATOMA, ZONA DE** HANTKENINA ARAGONENSIS, ZONA DE* HIGUERONES, MIEMBRO** (Formación Pagüey) Intermedia, Lutita Intervalo Ferruginoso (Ferruginous Interval) JARILLAL, FORMACIÓN* Jarillal, Lutitas de JUAN DIAZ, FORMACIÓN** LA CALIFORNIA, MIEMBRO** (Formación Pagüey) La Fortuna, Fase Arenosa de La Palma, Capas de La Paz, Capas, Horizonte, Sección de LA PAZ, MIEMBRO DE, CALIZA DE** (Formación Valle Hondo) La Pedrera, Caliza de La Rosa, Arenisca de LA SIERRA, FORMACIÓN* LA VICTORIA, FORMACIÓN* LA VIGIA, MIEMBRO* Lago de Maracaibo, Capas de LAS BERMÚDEZ, MIEMBRO* Las Flores, Formación LAS PALMAS, ARENAS DE** Limón, Miembro Los Bagres, Caliza de (Formación Bermúdez) Los Bagres, Formación Los Baños, Lutita de LOS TANQUES, MIEMBRO* (Formación La Sierra) Masparrito, Caliza de, Miembro de MASPARRITO, FORMACIÓN* Medero, Formación MENE GRANDE, FORMACIÓN* Micácea, Arenisca MIRADOR, FORMACIÓN* MISOA, FORMACIÓN* Mostrencos, Formación Mount Morianh, Formación Mundo Nuevo, Formación NAVET, FORMACIÓN** "Omuguena", Formación Omuquena, Formación Orbitoideos, Segundo Nivel de Orumo, Formación PAGUEY, FORMACIÓN* Palmarejo, Capas de, Formación PALMAS, MIEMBRO** (Formación Misoa) Paloma Alta, Formación PAMPATAR, FORMACIÓN* Pampatar, Grupo Paparro, Formación Paragüito, Capas de, Peñones de Parapara de Ortiz, Facies de, Flysch PARRAL, ARENA** (Formación Misoa) PAUJI, FORMACIÓN* PEÑAS BLANCAS, FORMACIÓN* PIEDRAS BLANCAS, CALIZAS DE** PLANULARIA CF. THALMANNI, ZONA DE* PORTICULUSPHAERA MEXICANA, ZONA DE* Potreritos, Formación PUEBLO VIEJO, MIEMBRO** (Formación Misoa) PUNTA CARNERO, FORMACIÓN* PUNTA CARNERO, GRUPO* PUNTA GORDA, ARENAS DE** (Formación Misoa) PUNTA MOSQUITO, FORMACIÓN* QUEBRADA ARRIBA, FORMACIÓN* Quebrada Grande, Caliza de (Formación Misoa) RADIOLARIA, ZONA DE* Raetomya, Lutitas con RAMILLETE, ARENAS** (Formación Misoa) RANCHERIA, FORMACIÓN* RINCÓN, MIEMBRO* (Formación La Sierra) Río Caús, Formación, Miembro Rio Jobal, Capas de RIO QUIU, ARENISCAS DE, BREA DE, ("TAR SANDS")** Río Raya, Lutita de Río San Pedro, Capas De, Formación SAN JAVIER, FORMACIÓN* San Juan, Caliza de San Pedro, Capas de, Formación SANTA RITA, FORMACIÓN* Soledad, Formación Tabla, Arenas de Tacal, Formación, Grupo Taparito, Miembro (Formación Mostrencos) Tercer Carbón, Formación TIGRILLO, FORMACIÓN* TINAJITAS, MIEMBRO* (Formación Caratas) Tomoporo, Miembro (Formación Trujillo) Trochammina, Capas de TRUNCOROTALOIDES ROHRI, ZONA DE* URAMA, FORMACIÓN* Uvigerina-Nonion, Zona de Ventarrón, Miembro ZAMURO, MIEMBRO** (Formación Misoa) EOCENO-OLIGOCENO Agua Negra, Formación Carbón. Primer Horizonte de Carbón, Tercer -Horizonte de CARBONERA, FORMACIÓN* Cienfuegos, Lignito de Juan Rosario, Lutitas de LA PASCUA, FORMACIÓN* Lutita Arenosa, Formación de ROBLECITO, FORMACIÓN* TILANGONA, FORMACIÓN* Tinajitas, Formación, Miembro (Formación Merecure) OLIGOCENO A4, A3-4, A3, A2, A1a, A1c, Zonas Acurigua, Formación AGUA SALADA, FORMACIÓN* AGUA SALADA, GRUPO* Aragüita, Paquete De (Formación Naricual) Arenisca Basal, Formación de AREO, FORMACIÓN* Areo, Lutitas de AVENTINO, FORMACIÓN** Batatal, Formación Bebedero, Formación Buena Vista, Lutita de CARACOL, MIEMBRO** (Formación León) CARACOLITO, FORMACIÓN* CEIBOTE, FORMACIÓN* Churuguara, Capas de Cotiza, Miembro El Pao, Arenisca de, Formación EL PARAISO, FORMACIÓN* El Paraiso, Lutitas de GLOBIGERINA AMPLIAPERTURA. ZONA DE* GLOBIGERINA CIPEROENSIS, CIPEROENSIS, ZONA DE* Globigerina Ciperoensis, Zona de GLOBOROTALIA OPIMA, OPIMA, ZONA DE* Guacharaca, Arenas de GUACHARACA, FORMACIÓN* Guayabal, Margas de ICOTEA, FORMACIÓN* LA DANTA, ARENAS DE** (Formación Guacharaca) La Danta, Miembro (Formación Guacharaca) La Moya, Formación LAS PEÑAS, ARENISCAS DE** LOS JABILLOS, FORMACIÓN* Mallorquín, Paquete de (Formación Naricual) Mojino, Capas de, Cuarcitas de Montero, Caliza de Patiecitos, Serie Pecaya, Caliza de, Lutita de Pedregal, Lutitas de Pedregoso, Equivalentes a PEROC, FORMACIÓN* PUNTA TOLETE, LUTITA (S) DE** Purureche, Formación San Juan de La Vega, Arenas de San Juan de la Vega, Formación SAN JUAN DE LA VEGA, MIEMBRO* (Formación Pecaya) San Luis, Caliza de, Serie de Santa María, Paquete (Formación Naricual) Tacamire, Arenisca de, Lutitas de Tucurere, Miembro de (Formación Guacharaca) Tupure, Lutitas de OLIGOCENO – MIOCENO Agua Salada, Arcillas de, Formación, Serie Bachacal, Arenas de, Capas de, Formación Bachaquero, Arenas de, Arena Principal de, Arcillas de Barrialito„ Formación BOLIVINA ALAZANENSIS, ZÓNULA DE* Cachipo, Miembro CARAPITA, FORMACIÓN* CASTILLO, FORMACIÓN** Casupal, Capas de CHAMA, FORMACIÓN* CHURUGUARA, FORMACIÓN* EL FAUSTO, GRUPO* El Salto, Formación GALERA, MIEMBRO* (Formación Quebradón) GUAFITA, FORMACIÓN** Guarabal, Asperón de, Conglomerado de GUARUTA, FORMACIÓN** Hormiga, Formación La Güica, Formación LEÓN, FORMACIÓN* Lobaterita, Formación Lutita Superior, Horizonte de, Formación Mene, Saladillo, Formación MERECURE, FORMACIÓN* MERECURE, GRUPO* Mitare, Grupo NARICUAL, FORMACIÓN* PATIECITOS, FORMACIÓN* PECAYA, FORMACIÓN* Periquito, Formación o Miembro QUEBRADÓN, FORMACIÓN* RESTOS DE PECES, ZONULA (S) CON** SAN LUIS, FORMACIÓN* "U" ARENAS** MIOCENO "A" (O "AB") a "U", ARENAS** (Formación Oficina) "A" a "F", ZONAS, (Formación La Pica)** "A-1" A "C-4", "A-1" A "E-4" Arenas (Formación La Pica) "H" o "Z" Grupo, Zona "J-1" a "J-22" ARENAS** (Formación La Pica) "P-2" y "P-5", ARENAS** (Formación La Pica) "T" ARENAS** (Formación La Pica) "W" ARENAS* (Formación La Pica) ACOSTIENSE, PISO* Acurigüita, Lutita de (Formación Agua Salada) ACURIGÜITA, MIEMBRO DE, LUTITAS DE* (Formación Ricoa) Agua Amarilla, Formación, Paquete de AGUA CLARA, FORMACIÓN* AGUA LINDA, FROMACIÓN* Agua Salada Tone, Zonas Aguada Grande, Formación Agüide, Caliza de, Capas de Algodones, Formación Alpha, Arena (Formación Oficina) ALPHA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) AMACURO, MIEMBRO (Formación La Pica)** AMARILLO, MIEMBRO** (Formación Oficina) AMMOBACULITES, C.F. STRATHEARNENSIS, ZONULA DE* AMMOBACULITES, HORIZONTE CON** AMMOBACULITES, SP, ZONULA DE** ANOMIA, SUBZONA DE** Anton Coro, Capas de Aragua, Formación ARAGUATIENSE, PISO* ARAMINA, FORMACIÓN* Arenas 1 A 16 (Formaciones Caujarao y Socorro) Arrimpia El Rodeo, Areniscas de Arimpia, Formación o Grupo AZUL, MIEMBRO** (Formación Oficina) BACHAQUERO, MIEMBRO* BATHYSIPHON SP. A., ZONA DE** BATHYSIPHON, FAUNA REDEPOSITADA, ZÓNULA DE** BATHYSIPHON, ZONA DE** Berjadin, Capas de Beta, Arena (Formación Oficina) BOCAINA, CALIZA DE** Bocaina, Miembro (Formación Pecaya) BOLIVINA, SUBZONA DE** Bruzual, Arcilta de, Formación CABIMAS, ARENAS DE** Cabo Blanco, Capas de Cacagual, Arenas de Cadore, Formación CADULUS, ZONA DE** CUMAREBO, CALIZA DE, MIEMBRO* CANTAURE, FORMACIÓN* CAPADARE, CALIZA DE** CAPADARE, FORMACIÓN* Capadare, Serie CAPAYA, FORMACIÓN* CAPIRICUAL, FORMACIÓN* Carapicual, Formación CARENERO, FORMACIÓN CASUPAL, FORMACIÓN* CATAPSYDRAX, DISSIMILIS, ZONA DE* CATAPSYDRAX, STEINFORTHI, ZONA DE* Caucagua, Arenas de Cauredalito, Caliza de CAUDERALITO, MIEMBRO* Cerro Cochino, Formación CERRO PELADO, FORMACIÓN* CHAGUARAMAS, FORMACIÓN* CHAPAPOTAL, MIEMBRO* (Formación Carapita) Chiguaje, Formación, Paquete Marino de, Zona Marina de CIBICIDES, SUBZONA DE** Cibicides kugleri, Zona de Codera, Formación CODORE, FORMACIÓN* COLORADO, MIEMBRO** (Formación Oficina) CORNEJO, FORMACIÓN** Corocorote, Miembro de Caliza de Corocorote, Paquete de COTORRA, MIEMBRO** Cruz Verde, Formación Cubagua, Capas de Cubagua-Manicuare, Capas de Cucharo, Formación CUIBA, FORMACIÓN* CULATA, MARGA GLAUCONÍFERA** CUMACA, FORMACIÓN* Cumacire, Formación Curamichate, Arenas de, Serie CURAMICHATE, ARENISCAS DE** Curazaito, Grupo, Paquete de Curazaito, Miembro Curazaito, Paquete de CYCLAMINA, ZONA DE** Damsite, Formación, Serie Delta, Arena (Formación Oficina) DISCAMINO1DES TOBLERI, ZONA DE** Dividive, Caliza de Dividive, Miembro (Formación Santa Inés) DIVIDIVE, MIEMBRO, CALIZA DE* (Formación Agua Salada) El Alasano, Arenisca de El Banquito, Formación El Isiro, Serie Carbonosa de EL ISIRO, TRAMO CARBONÍFERO DE** (Formación Socorro) El Mene de Acosta, Arenas de, Formación El Mene de Mauroa, Estratos de, Arenas Petrolíferas de El Mene, Arenas de, Formación El Mene, Capas de EL MUACO, MIEMBRO* (Formación Caujarao) EL PILAR, FORMACIÓN** El Pilar, Miembro (Formación Quiamare) El Rodeo, Formación EL SALTO, MIEMBRO* (Formación San Lorenzo) El Salto, Miembro de, Arenas de El Veral, Capas de, Paquete de ELPHIDIUM POEYANUM-REUSELLA, SPINULOSA, ZÓNULA DE* Forrest-Cruise, Capas de, Formación FREITES, FORMACIÓN* Gamma, Arena (Formación Oficina) Gasterópodos, Zónula de GLOBIGERINA-BULLOIDES, ZONA DE* GLOBIGERINATELLA INSUETA, ZONA DE* GLOBIGERINATELLA INSUETA/GLOBIGERINOIDES TRILOBA, SUBZONA DE* GLOBIGERINATELLA INSUETA/GLOBIGERINOIDES BISPHAERICA, SUBZONA DE* GLOBOROTALIA ACOSTAENSIS, ZONA DE* GLOBOROTALIA DUTERTREI, ZONA DE* Globorotalia dutertrei/Globigerinoides Oblicuus extremus, Zona de *** GLOBOROTALIA FOSHI, ZONA(S), DE* GLOBOROTALIA KUGLERI, ZONA DE* GLOBOROTALIA MARGARITAE, ZONA DE* GLOBOROTALIA MAYERI/GLOBIGERINA LENGUAENSIS, SUBZONA DE* GLOBOROTALIA MAYERI/GLOBOROTALIA NEPENTHES, SUBZONA DE* GLOBOROTALIA MENARDII/GLOBIGERINA NEPENTHES, ZONA DE* GLOBOROTALIA MENARDII, ZONA DE* Guaidima, Arenas de Guaidima, Caliza de Guanape, Miembro (Formación Quiamare) GUARABAL, FORMACIÓN* Guaribito, Formación GUAYABO, GRUPO* HAPLOPHRAGMOIDES, ZÓNULA DE** Hombre Pintado, Arenas Petrolíferas de Hombre Pintado, Areniscas de HORMOSINA, HORIZONTE DE** HUESITO, MIEMBRO* (Formación Pozón) HUSO, MIEMBRO* (Formación Pozón) Intermedia, Arena Intermedia, Capas ISNOTU, FORMACIÓN* "J1 a J22", ARENAS* Jacura, Caliza de JOBO, MIEMBRO* (Formación Oficina) L-1 a L-8, Arenas (Formación La Pica) LA GÜICA, MIEMBRO* (Formación Cubagua) LA PICA, FORMACIÓN* La Planchada, Arenisca de La Puerta, Capas de, Serie LA PUERTA, FORMACIÓN* LA ROSA, ARENA DE** (Formación La Rosa) LA ROSA, FORMACIÓN* LA SALINA, ARENAS DE** (Formación Lagunillas) LA TEJITA, FORMACIÓN** La Vela, Capas de, Serie LA VILLA, FORMACIÓN* LAGUNA, MIEMBRO* (Formación Lagunillas) LAGUNILLAS INFERIOR, MIEMBRO** (Formación Lagunillas) LAGUNILLAS, ARENAS DE, ARENA ALQUITRANA DE** (Formación Lagunillas) LAGUNILLAS, FORMACIÓN* LAMA, MIEMBRO* (Formación La Puerta) LAMBDA, ARENA DE** (Formación Freites) Las Lajas, Formación LAS LOMAS, ARENA DE** (Formación Agua Salada) Las Lomas, Arenisca de, Paquete de Las Marites, Caliza de Las Pilas, Miembro (Formación Querales) LITHOPHAGA, ZONA DE** Lomas, Horizonte de, Arenisca de, Miembro de Arena de, Serie de Arena de Los Algodones, Formación Los Melones, Formación Los Quirós, Capas de LOS RANCHOS, FORMACIÓN L.O.Z. LUCIENSE, PISO* MACOA, FORMACIÓN* Mamey, Miembro Manicuare-Cubagua, Capas de Marginulina bassispinosa y Robulus senni, Zona de Marginulina Wallacei, Zona de MARGINULINOPSIS BASSISPINOSUS, ZONA DE* MARLAGO, MIEMBRO* (Formación Lagunillas) Mataruca, Caliza de MATARUCA, MIEMBRO* (Formación Caujarao) Mene, Capas de, Formación Menecito, Formación MENECITO, MIEMBRO* (Formación San Lorenzo) MICRODRILLA, ZONA DE** MILLIAMMINA FUSCA, HORIZONTE DE, ZONULA DE** Miogypsina, Caliza con Monagas, Lutita de MORENO, MIEMBRO** (Formación Oficina) MORICHAL. MIEMBRO** MORICHITO, FORMACIÓN* Mosquito, Formación MOSQUITO, MIEMBRO** (Formación Socorro) MU, ARENA** (Formación Freites) Mugrosa, Formación MURI, ARENA DE** (Formación La Pica) NARANJA, MIEMBRO** (Formación Oficina) Nodosaria, Lutita de Oficina 1 a 13, Arenas OFICINA, FORMACIÓN* OJEDA, MIEMBRO* (Formación Lagunillas) Ojo de Agua, Capas de, Serie OJO DE AGUA, FORMACIÓN* Onoto, Caliza de Orégano, Formación PALMAR, FORMACIÓN* Palmita, Formación PARÁNGULA, FORMACIÓN Pedernales, Capas de, Formación PEDERNALES, MIEMBRO** (Formación La Pica) PEDREGOSO, FORMACIÓN* PEÑA MOTA, CONGLOMERADO DE** PEÑA DE MOTA, MIEMBRO* PETRÓLEO LIVIANO, GRUPO, ZONA DE** (Formación Lagunillas) PETRÓLEO PESADO, GRUPO, ZONA DE** (Formación Lagunillas) PILÓN, MIEMBRO** (Formación Oficina) PLANULARIA VENEZUELANA-SARACENARIA SENNI, ZÓNULA DE* PLAYA, MIEMBRO* (Formación La Puerta) POLICARPIO, MIEMBRO* (Formación Pozón) PORO, MIEMBRO* (Formación La Puerta) Portachuelo, Miembro (Formación Socorro) POZÓN, FORMACIÓN* PRAEORBULINA GLOMEROSA, ZONA DE* Pueblo Cumarebo, Caliza de, Capas de, Formación Punche, Formación Punta Zamuro, Capas de Punto Fijo, Lutita Arcillosa de QUERALES, FORMACIÓN* Querales, Lutitas de, Miembro, Tramo QUIAMARE, FORMACIÓN* Quirós, Capas de, Formación Quiroz, Formación QUISIRO, FORMACIÓN* REVOLTIJO, MIEMBRO* (Formación Quiamare) RHO, ARENA** (Formación Freites) RICOA, FORMACIÓN** RIECITO, CALIZA DE** (Formación Capadare) Rim-Rock, Miembro de Caliza de Río Chiquito, Formación ROBULUS WALLACEI, ZONA DE* ROBULUS NUTTALLI-C1BICIDES MANTANSIS, ZÓNULA DE** ROBULUS, SENNI, ZONA DE* ROTALIA BECCARII, ZONA DE** Rotaria Beccarii y Elphidium Poeyanum, Zona de S-A a S-G, ARENAS** (Formación La Pica) Sabanera, Caliza de SALOMÓN, MIEMBRO* (Formación Quiamare) SANALEJOS, MIEMBRO* (Formación Betijoque) San Francisco, Arena de SAN FRANCISCO, ARENAS** (Formación Agua Salada) SAN FRANCISCO, MIEMBRO* (Formación Socorro) San Isidro, Miembro SAN LORENZO, FORMACIÓN* SAN MATEO, MIEMBRO* (Formación Quiamare) San Rafael, Arenisca de SANTA BARBARA, MIEMBRO* (Formación Rosa) Santa Bárbara, Zona de (Formación La Pica) Santa Inés, Formación, Grupo Santa Lucia, Formación Santa Rita, Arcilla de, Conglomerado de, Piso SANTIAGO, MIEMBRO* (Formación Agua Clara) Sierrita, Formación SIGMA, ARENA** (Formación Freites) SIGMOLINA, ARENA** (Formación La Pica) SIPHOGENERINA TRANSVERSA, ZONA DE* Siphogenerina multicostata-Gaudryina thalmanerina, Zona de SIQUIRE, FORMACIÓN* SOCORRO, FORMACIÓN* Socorro, Miembro de Arenas de, Serie Socorro, Querales, Serie SOLITO, ARENAS DE** (Formación Agua Salada) SOLITO, FORMACIÓN* Solito-Curamichate, Arenas de SPHAEROIDINELLA SEMINULINA, ZONA DE* STREBLUS CATESBYIANUS, ZÓNULA DE* Suata, Formación "T", ARENAS** (Formación La Pica) Taparito, Formación TARATARA, MIEMBRO* (Formación Caujarao) Textularia panamensis, Zona de TEXTULARIA, ARENAS DE** (Formación La Pica) TEXTURALIA FALCONENSIS, ZÓNULA DE* Texturalia panamensis, Zona de Theta, Arena (Formación Oficina) Timiache, Formación TIMOTEO, MIEMBRO* (Formación La Puerta) Tocuyo, Formación Tocuyo, Horizonte de TRES PUNTAS, FORMACIÓN* Trochammina sp., Zona de Tucupido, Formación TURAGUAPO, ARENAS DE** (Formación Agua Salada) TURRITELLA, SUBZONA DE** UCHIRITO, FORMACIÓN* Unare, Miembro Uracá, Formación URDANETA.MIEMBRO* (Formación Lagunillas) Urica, "Mioceno de Moluscos" de URIMACO, FORMACIÓN* URUMACO, FORMACIÓN* UVIGERINA GALLOWAYI BASICORDATA, ZÓNULA DE* UVIGERINELLA SPARSICOSTATA, ZONA DE* VAGINOLINOPSIS SUPERBUS-TROCHAMMINA CF. PACIFICA, ZÓNULA DE* Valle, Tramo De VALVULINERIA HERRICKI, ZONA DE* VALVULINERIA VENEZUELANA, ZÓNULA DE* Ventura, Lutita de Verda, Formación VERDE, MIEMBRO** (Formación Oficina) VICHU, MIEMBRO* (Formación Betijoque) Yabalito, Capas de YABO, MIEMBRO** (Formación Oficina) Zaraza, Capas de, Grupo, Serie Zuata, Formación ZAMURO, MIEMBRO** (Formación Misoa) MIOCENO-PLIOCENO BARIRO, FORMACIÓN* Betijoque, Capas de, Grupo BETIJOQUE, FORMACIÓN* Boca Don Diego, Capas de Boscán, Formación CAIGÜIRE, FORMACIÓN* CASTILLETES, FORMACIÓN* CASTILLO DE ARAYA, CAPAS** CAUJARAO, FORMACIÓN* CERRO VERDE, MIEMBRO* CUBAGUA, FORMACIÓN* Cubagua, Caliza de CORO, CONGLOMERADO DE** EL JEBE, MIEMBRO* (Formación Codore) EL PEGÓN, FORMACIÓN* GUAMACIRE, FORMACIÓN* LA COPE, FORMACIÓN* LA PALMITA, MELANGE DE** LA PUERTA, GRUPO* LA SABANA, FORMACIÓN* La Sabana, Capas de LA TEJITA, MIEMBRO* LA VELA, FORMACIÓN* LAS PIEDRAS, FORMACIÓN* Los Llanos, Grupo MUCUCHÍES, FORMACIÓN** MUCUJÚN, FORMACIÓN* PICHAO, MIEMBRO* (Formación Tuy) RÍO YUCA, FORMACIÓN* Sacacual, Grupo Tucacas, Formación TUCUSITO, FORMACIÓN** TURUPÍA, FORMACIÓN* PLIOCENO Algarrobo, Formación ALGODONES, MIEMBRO* (Formación Codore) AMUAY, MIEMBRO* (Formación Paraguaná) Araya, Formación BARRANQUITA, CAPAS DE** BETA, MIEMBRO** (Formación Quiamare) CABO BLANCO, GRUPO* CAICAITO, MIEMBRO* Camposanto, Formación CARÚPANO, INTRUSIVAS GRANÍTICAS JOVENES DE** CERRO NEGRO, MIEMBRO* (Formación Cubagua) CHIGUAJE, MIEMBRO* (Formación Codore) Chiguaje, Miembro (Formación La Vela) COCUIZA, MIEMBRO* (Formación San Gregorio) CORO, FORMACIÓN* Corocorote, Miembro (Formación Caujarao) Cumaná, Capas de, Serie de DELTA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) EL HATO, MIEMBRO* (Formación Paraguaná) EL MANGLILLO, FORMACIÓN* EL MILAGRO, FORMACIÓN* EL ROSARIO, FORMACIÓN* EL VERAL, FORMACIÓN* EPSILON, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) ESTRATO, GUÍA LAMINAR** (Formación Quiriquire) ETA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) GAMMA, MIEMBRO (Formación Quiriquire) Globocuadrina altispira altispira/Globorotalia crassaformis, Zona de GLOBOCUADRINA ALTISPIRA ALTISPIRA/GLOBOROTALIA TRUNCATULINOIDES, ZONA DE* GLOBOQUADRINA ALTISPIRA ALTISPIRA, ZONA DE* Guaiguaza, Arcilla de Guanare, Formación Guanare, "Ourwash Apron" La Providencia, Miembro de Caliza de LAS HERNÁNDEZ, ARCILLAS DE, CAPAS DE** LAS HERNÁNDEZ, MIEMBRO* (Formación Cubagua) LAS PAILAS, FORMACIÓN* Los Llanos, Grupo, Serie MAPORITA, FORMACIÓN* Maracaibo, Capas de, Formación, Grupo, Serie Murgua, Formación Orocual, Capas de, Formación Pando, Formación PARAGUANÁ, FORMACIÓN* PARAGUANÁ, MIEMBRO* (Formación Paraguaná) Petróleo Liviano, Zona de (Formación Quiriquire) Petróleo Pesado, Zona Inferido de (Formación Quiriquire) Petróleo Pesado, Zona Superior de (Formación Quiriquire) PRESPUNTAL, MIEMBRO* (Formación Las Piedras) Puerto Cumarebo, Calcáreo de, Caliza de, Miembro de Caliza de PUERTO CUMAREBO, CALIZA DE** PUNTA GAVILÁN, FORMACIÓN* QUIRIQUIRE, FORMACIÓN* Río Seco, Formación RÍO SECO, MIEMBRO* (Formación San Gregorio) SAN GREGORIO, FORMACIÓN* San Gregorio, Horizonte de Santa Ana, Formación TAU, ARENA** (Formación Las Piedras) THETA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) TIGUAJE, FORMACIÓN* TUCUPIDO, FORMACIÓN* Turupía, Miembro de, Arcilla de (Formación Caujarao) TUY, FORMACIÓN* VERGEL, MIEMBRO* (Formación San Gregorio) ZETA, MIEMBRO** (Formación Quiriquire) PLEISTOCENO ABISINIA, FORMACIÓN* Agüide, Capas de APARTADERO, DIMICTITA DE** ARAYA, TERRAZAS DE** Barinas, "Outwash Apron" BARRIGÓN, FORMACIÓN* BATALLÓN, MORRENAS DE** BUCHIVACOA, FORMACIÓN* CARVAJAL, FORMACIÓN* Casa Bentura, Capas de CASA VENTURA, CAPAS DE** CASTILLO DE ARAYA, CAPAS DE** CASTILLO DE ARAYA, FORMACIÓN* Castillo de Araya, Terrazas del CASTILLO DE SAN ANTONIO, CAPAS DE** CATIA, MIEMBRO* (Formación Playa Grande) CAUCAGUA, CAPAS DE** CAUCAGUA, FORMACIÓN* CERRO GATO, FORMACIÓN* CERRO VIGIA, FORMACIÓN* CHIGUANA, FORMACIÓN* COCHE, FORMACIÓN* CUMANA, FORMACIÓN* Dividive, Formación EL ALTO, CONGLOMERADO DE** EL MÁSTIL, CALIZA DE ** Eminencia, Miembro FALCA, ARENAS DE* FALUCHO, MIEMBRO* Gato, Miembro GUAIGUAZA, ARCILLA DE** GUANAPA, FORMACIÓN* Guanapa, "Outwash Apron"* GUATIRE, FORMACIÓN* GÜIRIA, FORMACIÓN* ISLA DE AVES, CALCARENITA DE** ISLA DE AVES, FORMACIÓN* Juan Griego, Terrazas de LA BLANQUILLA, FORMACIÓN* LA CULATA, MORRENAS DE** La Guaira, Capas de LAS AVES, CALIZA DE* LAS VARAS, MIEMBRO* (Formación Chiguana) LOS ROQUES, FORMACIÓN* MACANAO, FORMACIÓN* MAIQUETIA, MIEMBRO* (Formación Playa Grande) MAMPORAL, FORMACIÓN* MARE, FORMACIÓN* MESA, FORMACIÓN* Monay, Capas de, Peñones de MUCUBAJÍ, 'TILL DE** NECESIDAD, FORMACIÓN* ONIA, FORMACIÓN** PARIA, FORMACIÓN* PLAYA GRANDE, FORMACIÓN* PUNTA PIEDRAS, MIEMBRO* (Formación Tortuga) RÍO SALADO, FORMACIÓN* TORTUGA, FORMACIÓN* ZAZÁRIDA, FROMACIÓN* ABREVIATURAS Y SIGLAS DEL LÉXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA AAPG ACSN American Association of Petroleum Geologist American Commission of Stratigraphic Nomenclature AMGP Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros AVCN Asociación Venezolana de Ciencias Naturales AVGMP Asociación Venezolana de Geología Minería y Petróleo ASOVAC Asociación Venezolana para el Avance de la Ciencia AMGP Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros AVGMP Asociación Venezolana de Geólogos Petroleros CIV Colegio de Ingenieros de Venezuela CVET Comisión Venezolana de Estratigrafía y Terminología GSA Geological Society of America Inst. Oceanog. UDO Instituto Oceanográfico Universidad de Oriente INTEVEP Centro de Investigación y Apoyo Tecnológico IUPFAN Instituto Universitario Politécnico de las Fuerzas Armadas Nacionales LEV Léxico Estratigráfico de Venezuela MAC Ministerio de Agricultura y Cría MEM Ministerio de Energía y Minas MF Ministerio de Fomento MIT Massachussets Institute of Technology MMH Ministerio Minas e Hidrocarburos MOP Ministerio de Obras Públicas PDVSA Petróleos de Venezuela Sociedad Anónima PICG Proyecto Internacional de Correlación Geológica Soc. Cienc. Nat. La Salle Sociedad Ciencias Naturales La Salle SOVG Sociedad Venezolana de Ingenieros Geofísicos SVCN Sociedad Venezolana de Ciencias Naturales SVIP Sociedad Venezolana de Ingenieros Petroleros SVG Sociedad Venezolana de Geólogos UCV Universidad Central de Venezuela UDO Universidad de Oriente UNAM Universidad Autónoma de México