Los Andes venezolanos están constituidos por rocas pre-mesozoicas polideformadas y polimetamorfizadas, cubiertas discordantemente por una serie de rocas mesozoicas y cenozoicas sin metamorfismo y plegadas localmente (Maréchal, 1983). El basamento de Los Andes de Mérida consiste de esquistos metasedimentarios, paragneises y ortogneises del Complejo Iglesias (Figura 3; Kovisars, 1971, 1972; Shagam, 1972; Grauch, 1975; Burkley, 1976; González de Juana et al., 1980; Maréchal, 1983; Bellizzia y Pimentel, 1994). Las primeras descripciones de dicho complejo fueron realizadas por Kündig (1938) y Sutton (1946), quienes describieron ortogneises biotíticos y dioríticos, migmatitas, gneises biotíticos- granatíferos, esquistos micáceos-granatíferos y sills de anfibolitas en paragneises. Numerosos granitoides intrusionaron este basamento, principalmente en dos ciclos magmáticos, uno durante el Cámbrico Tardío-
Silúrico (~500-414 Ma) y otro durante el Triásico Medio a Tardío (Figuras 3 y 4; Baquero et al., 2013; van der Lelij et al. 2016a).
Figura 3. Mapa geológico simplificado de Los Andes de Mérida, modificado de Hackley et al. (2005) y van der Lelij et al. (2016a). Los rectángulos azules de trazo continuo indican las áreas de estudio seleccionadas en esta investigación, cuyos mapas geológicos se muestran en las Figuras 17 y 26. Ubicación relativa en la Figura 1.
El Complejo Iglesias ha sido dividido en tres suites: Sierra Nevada, Bella Vista y Tostós (Shagam, 1972; Odreman y Useche, 1997). La Suite Sierra Nevada (café oscuro en el mapa de la Figura 3) tiene un metamorfismo en la facies de la anfibolita y está compuesta de para- y ortogneises, esquistos metasedimentarios, anfibolitas, migmatitas y localmente, mármol y rocas calcosilicatadas (Schubert, 1968; Ramírez et al., 1972; Kovisars, 1971, 1972; Grauch, 1975). Las suites Tostós y Bella Vista (café claro y naranja en el mapa de la Figura 3, respectivamente) están constituidas de pizarras, filitas, esquistos y cuarcitas metamorfizados a la facies de los esquistos verdes (Shagam, 1972; Grauch, 1975; Burkley, 1976). La transición entre Tostós y Sierra Nevada podría seguir una isógrada metamórfica de acuerdo con Case et al. (1990), pero con base en contactos oscurecidos por fallamiento y grados metamórficos contrastantes, otros autores no consideran a la Suite Tostós como parte del Complejo Iglesias (Grauch 1975; Bellizzia y Pimentel, 1994). Los afloramientos de la Suite Bella Vista están restringidos a un cinturón angosto de unos 10 km de ancho al sur de Los Andes en la región de Caparo (Figura 3), y no tiene contactos expuestos con las suites Sierra Nevada y Tostós. En consecuencia, es conveniente asignar el nombre de Complejo Iglesias a las rocas de alto grado que previamente se definieron como Suite Sierra Nevada, evitando el uso de este último nombre (Figura 3; p. ej., Bellizzia y Pimentel, 1994), por lo que las suites Bella Vista y Tostós están geográficamente separadas del Complejo Iglesias en la Figura 3.
Metasedimentos pelítico-psamíticos de grado bajo (facies de esquistos verdes) mayormente de grano fino cubren discordantemente las rocas del Complejo Iglesias a lo largo de Los Andes de Mérida (Figura 4). Existe mucha controversia sobre la definición de estas unidades metasedimentarias y su posible edad, debido a que múltiples eventos de deformación y metamorfismo hacen casi imposible establecer una secuencia estratigráfica (Bellizzia y Pimentel, 1994). La Suite Tostós es considerada de edad Paleozoico Inferior, debido a que fue intrusionada por un granitoide fechado en 440 ± 50 Ma (U-Pb en zircón del Granito de Estanques; Bukley, 1976), aunque Shagam (1972) sugiere que el contacto entre estas rocas es tectónico. Posibles equivalentes de la Suite Tostós son las formaciones Cerro Azul y Los Torres (Schubert, 1968; García-Jarpa y Campos, 1972; Shagam, 1972; Grauch, 1975). La Formación Mucuchachí es aún más enigmática, pues al parecer incluye tanto metasedimentos intercalados con tobas riolíticas fechadas en el Ordovícico Medio (~453 Ma) como secuencias sedimentarias sin o con muy poco metamorfismo, que contienen fósiles carboníferos (Figura 4; Benedetto, 1980; Bellizzia y Pimentel, 1994; Laya y Tucker, 2012; van der Lelij et al., 2016a). Por otro lado, también se ha sugerido que los metasedimentos de la Suite Tostós pueden ser la parte basal o un equivalente de la Formación Mucuchachí (p. ej., Grauch, 1975; Shagam, 1977). Con la intención de simplificar estas complejidades en las unidades metasedimentarias, en el mapa geológico regional de la Figura 3, se indican las áreas de afloramiento de la Suite Tostós, mientras que las formaciones Mucuchachí, Cerro Azul y Los Torres se denotan como Paleozoico Inferior.
En contraste con las unidades metamórficas del Paleozoico Inferior en Los Andes venezolanos nor- centrales, en el área de Caparo al sur aflora una secuencia no metamorfizada de limolitas, areniscas, conglomerados y calizas del Ordovícico Medio-Silúrico Tardío, correspondiente a las formaciones Caparo y El Horno (Figuras 3 y 4; Gutiérrez-Marco et al., 2011; Gómez, 2014). Estas rocas sedimentarias suprayancen discordantemente a granitoides cambro-ordovícicos y a metasedimentos posiblemente precámbricos (¿?) de la Suite Bella Vista (Shagam, 1972; Burkley, 1976; van der Lelij et al., 2016a). Así, el metamorfismo de las rocas del Complejo Iglesias y de la Suite Bella Vista debió ocurrir previo al Ordovícico Medio, antes de la depositación de secuencias no metamorfizadas (Figura 4; p. ej., Shagam 1972).
Figura 4. Columna estratigráfica simplificada de rocas pre-Cretácicas de Los Andes de Mérida, modificado de Maréchal (1983), Shagam (1975), Burkley (1976) y van der Lelij et al. (2016a). Se indican las diferencias en la secuencia estratigráfica en el área de Caparo al sur (Figura 3) con respecto a la región nor-central de Los Andes venezolanos.
Después de un hiato en el Devónico-Misisipiense (González de Juana et al., 1980), la región andina fue cubierta por la sedimentación pensilvaniense-pérmica de areniscas y conglomerados continentales, suprayacidos por lutitas y rocas calcáreas (formaciones Sabaneta, Carache y Palmarito; Odreman y Wagner, 1979; Laya y Tucker, 2012). Las rocas sedimentarias del Paleozoico Superior tienen metamorfismo
de grado bajo a medio en las regiones norte y centro de Los Andes (García, 1972; Laya y Tucker, 2012), siendo los equivalentes metamórficos de esta secuencia la Formación El Águila (Kovisars, 1971, 1972) y la Formación Río Momboy (Ramírez et al., 1972). En contraste, en el área de Caparo la secuencia sedimentaria del Paleozoico Superior de las formaciones Sabaneta, Carache y Palmarito no tiene metamorfismo (p. ej., Laya y Tucker, 2012; Figuras 3 y 4).
El metamorfismo de las rocas del Paleozoico Inferior y Superior en la región nor-central de Los Andes de