La deformación y el metamorfismo múltiple han dificultado que, en la mayoría de estudios en el Complejo Iglesias, se pudieran cartografiar unidades, o incluso, trazar zonas metamórficas e isógradas. En la Tabla 1 se indican los principales tipos de roca y las respectivas asociaciones mineralógicas de dicho complejo. Las rocas más abundantes son los esquistos y gneises cuarzo-feldespáticos, cuya asociación mineralógica incluye generalmente mica oscura (biotita), mica blanca (muscovita), granate (almandino) y los polimorfos de aluminosilicato, sillimanita, cianita y andalucita, los cuales comúnmente coexisten en pares (Grauch, 1975).
Tabla 1. Principales tipos de roca y asociaciones mineralógicas del Complejo Iglesias en Los Andes de Mérida.
Roca Asociación mineralógica* Región** Observaciones Referencia
Esquisto Qtz + Pl ± Kfs ± Ms ± Bt ± Sill ± Grt Sur y norte de Mucuchíes, Barinitas-Santo Domingo, Timotes-La Puerta Todas las asociaciones incluyen minerales opacos ± un grupo secundario de clorita y epidota Schubert (1968) Kovisars (1971, 1972), Ramírez et al. (1972), Grauch (1975) Gneis Esquisto estaurolítico Qtz + Pl + St+ Bt + Ms ± Grt ± And ± Ky ± Sill Sur y norte de Mucuchíes, Timotes-La Puerta Todas las asociaciones incluyen minerales opacos ± clorita secundaria Kovisars (1971, 1972); Ramírez et al. (1972), Grauch (1975) Anfibolita Esquisto anfibólico Gneis anfibólico Pl + Hbl ± Act ± Bt + Qtz ± Grt ± Kfs + Ep ± Ttn ± Ap ± Opq Sur y norte de Mucuchíes, Barinitas-Santo Domingo, Timotes-La Puerta En esquistos actinolíticos, la clorita y el epidota son fases estables a meta-estables. Schubert (1968); Kovisars (1971, 1972); Ramírez et al. (1972), Grauch (1975)
* Abreviaturas según Whitney y Evans (2010). Act: actinolita, And: andalucita, Ap: apatito, Bt: biotita, Ep: epidota, Grt: granate, Hbl: hornblenda, Kfs: feldespato potásico, Ky: cianita, Ms: muscovita, Opq: opacos, Pl: plagioclasa, Qtz: cuarzo, Sill: sillimanita, St: estaurolita, Ttn: titanita.
** Poblados señalados en la Figura 6.
La sillimanita en rocas metasedimentarias se presenta como intercrecimientos con biotita, como inclusiones en cuarzo y feldespato, como inclusiones en porfidoblastos de muscovita y como pseudomorfos de andalucita y/o cianita (Grauch, 1975). La andalucita puede presentarse como porfidoblastos de hasta seis centímetros de diámetro, en los que puede identificarse la cruz de chiastolita, con cianita, sillimanita y estaurolita como inclusiones (Grauch, 1975). La estaurolita en esquistos es generalmente idioblástica y tiene dos hábitos: donde no se asocia con andalucita y como cristales individuales o pseudormorfos de andalucita; su distribución en equilibrio está restringida a las franjas que
se muestran en la Figura 6, aunque a escalas menores la distribución está regida por cambios en la composición de la roca total, denotado esto por la alternancia de esquistos con y sin estaurolita (Kovisars, 1971, 1972; Grauch, 1975). La estaurolita puede medir de dos a cuatro centímetros y generalmente se asocia con biotita y granate (Ramírez et al., 1972). Las fases accesorias en esquistos y gneises son apatito, zircón, epidota, zoisita, titanita y turmalina (Kovisars, 1971, 1972; Ramírez et al., 1972; Grauch, 1975).
Figura 6. Distribución aproximada de la sillimanita y la estaurolita en el Complejo Iglesias propuesta por Grauch (1975). De acuerdo con el autor, el límite orientado NW-SE de la sillimanita puede representar un cambio de P-T o un cambio en la composición química de los protolitos. En este último caso, no sería una verdadera isógrada. Los rectángulos azules indican las áreas de estudio seleccionadas en esta investigación, cuyos mapas geológicos se muestran en la Figuras 17 y 26
De carácter notable es el trazo aproximado de la isógrada de la sillimanita propuesta por Grauch (1975), ubicado al sur de la Ciudad de Mérida y orientada casi perpendicular a la cadena andina (Figura 6). Al norte de la isógrada la sillimanita es estable o meta-estable, mientras que al sur de la misma este mineral está prácticamente ausente. El autor propone que la isógrada puede definir cambios de presión y temperatura, o que esta separación más bien se deba a un cambio en la composición química de los protolitos.
Las anfibolitas se presentan como sills o lentes en los gneises, aunque también son capas que tienen continuidad lateral, pudiendo en algunos casos considerarse como “horizontes guías” (Kovisars, 1971, 1972). Son mayormente hornbléndicas-plagioclásicas, en las que puede coexistir biotita, titanita y localmente, granate (Grauch, 1975; Kovisars, 1971, 1972). También se han reportado esquistos anfibólicos con actinolita y clorita (Ramírez et al., 1972).
Tres unidades informales del Complejo Iglesias se definieron en una región entre Santo Domingo y Barinitas (Schubert, 1968): (1) gneis bandeado de La Mitisús, (2) gneis granítico de La Raya y (3) esquistos y cuarcitas de El Alambique (Figura 26). El primero consiste mayormente de gneises micáceos granatíferos y anfibolitas. El segundo tiene composición monzogranítica, que varía entre granitoide de dos micas y hornbléndico. Los esquistos y cuarcitas de El Alambique forman una serie de capas alternadas de cuarcitas laminadas de color café claro y esquistos micáceos verdosos-grisáceos.
Son comunes en el complejo las rocas graníticas leucocráticas y también las pegmatitas y aplitas con muscovita y biotita (Schubert, 1968; Grauch, 1975). Entre los tipos de rocas menos abundantes se incluyen cuarcitas, gneis piroxénico (con hornblenda y granate) y mármol (Grauch, 1975). También se ha reportado granulita piroxénica blanca con cuarzo, microclino, plagioclasa y ortopiroxeno, cuyo origen puede ser por metamorfismo de contacto de diques aplíticos que intrusionaron gneises (Schubert, 1968). Sin embargo, son muy pocas las descripciones que existen sobre rocas que contienen piroxeno en la asociación mineralógica. En cualquier caso, la presencia de estructuras migmatíticas y las asociaciones mineralógicas en equilibrio indican una facies de la anfibolita superior para el Complejo Iglesias (p. ej., Schubert, 1968; Grauch, 1975; Ramírez et al., 1972; Kovisars, 1971, 1972; van der Lelij et al., 2016a).
1.4.2 Eventos de deformación y metamorfismo
En la Tabla 2 se muestra una síntesis de los eventos de metamorfismo y deformación propuestos por algunos autores para Los Andes de Mérida. En general es aceptado que el Complejo Iglesias sufrió al menos dos períodos importantes de metamorfismo, uno durante el Paleozoico Inferior en la facies de la anfibolita (Figura 4), y otro durante el Paleozoico Superior, de menor intensidad, en la facies de los esquistos verdes. Una excepción es el trabajo de Maréchal (1983), donde se estima que el evento tectonometamórfico mayor fue en el Pensilvaniense, basándose en edades K-Ar de ~290-285 Ma en pegmatitas intrusionando metasedimentos de la Formación Mucuchachí y la Suite Tostós. La intrusión de un granitoide del Triásico Tardío (Granodiorita de El Carmen, edad U-Pb 211.2 ± 1.2 Ma, 2σ; van der Lelij et al., 2016a) produjo una aureola metamórfica en filitas y pizarras del Paleozoico Superior (Formación El Águila), en la que son
identificables andalucita y cordierita como fases del metamorfismo de contacto M3 planteado por Kovisars
(1971, 1972).
Los anticlinales y sinclinales en el Complejo Iglesias tienen pliegues axiales con rumbo de ejes noreste (10- 50°) paralelo a la orientación de Los Andes venezolanos, que se aproximan a la vertical o buzan al NW (Schubert, 1968; Kovisars, 1971, 1972; Grauch, 1975). De acuerdo a Grauch (1975), el Complejo Iglesias fue sometido al menos a dos periodos de plegamiento: F1 (D1) que son pliegues migmatíticos isoclinales,
con planos axiales paralelos a la foliación y, F2 (D2), que son pliegues más abiertos y cilíndricos. Kovisars
(1971, 1972) propone que la deformación mayor D1 generó pliegues cilíndricos y un plegamiento
transversal posterior durante D2 modificó este patrón, desarrollándose un sistema regional de pliegues no
cilíndricos y no planares.
Tabla 2. Síntesis de los eventos de metamorfismo (M) y deformación (D) propuestos por algunos autores para Los Andes de Mérida. La escala del tiempo geológico es cualitativa.
El desarrollo de un plano de anisotropía definido por minerales metamórficos que llevan una lineación de estiramiento regionalmente orientada NE-SW tanto en el Complejo Iglesias como en las unidades Tostós y Mucuchachí suprayacentes, indica que estas rocas fueron deformadas simultáneamente (Maréchal, 1983). Dicha esquistosidad sin-metamórfica se encuentra afectada por pliegues de amplitud centimétrica a kilométrica orientados NE-SW (F2), verticales hasta volcados hacia el NW, que también se identificaron
en la secuencia carbonífera-pérmica de las formaciones Sabaneta y Palmarito (Maréchal, 1983). Por tanto, la deformación conjunta de rocas del Paleozoico Inferior y Superior ocurrió probablemente en el Permo- Triásico (Grauch, 1975; Maréchal, 1983), que fue un período de levantamiento y no depositación en Los Andes de Mérida (Figura 4).
Hacia el suroeste de Los Andes, aproximadamente al NE de La Grita en la Figura 3, el Complejo Iglesias no parece estar influenciado por el patrón de plegamiento F2, ya que los ejes de los pliegues están orientados
Era Época Shagam (1972b) Kovisars (1971) Grauch (1975) Maréchal (1983)
Mesozoico Triásico
M3, D3 - f. esq. verdes
M3 – met. contacto
Paleozoico
Pérmico M2, D2 – f. esq. verdes M2, D2
– f. esq. Verdes M2, D2 - f. esq. Verdes Carbonífero M1, D1 - f. anfibolita Devónico Silúrico Ordovícico Cámbrico M2, D2 - f. esq. verdes M1, D1 - f. anfibolita M1, D1 – f. anfibolita Precámbrico M1, D1 - f. anfibolita
al N-NW. Esto puede indicar que hacia el suroeste el metamorfismo fue cada vez menor, porque al sur las unidades Mucuchachí y Tostós tienen menor grado metamórfico que en los alrededores de Mérida y en regiones más al norte (Shagam, 1972; Grauch, 1975). Entonces, es posible que las rocas del Complejo Iglesias al suroeste, en el llamado Bloque de Chacantá, se hayan comportado más frágilmente que dúctilmente durante el metamorfismo del Paleozoico Superior (Grauch, 1975; Shagam, 1972).