A solo cuatro kilómetros de San Carlos, subiendo por una vía serpenteante justo antes de llegar al parque Bocatoma, reposa el sereno caserío de Barro Negro, conocido por la sombra de sus samanes y jobos y la apacible quebrada que saluda al pasar el bajío, como antesala al frescor del río Tirgua. Dos cerros enormes lo custodian: Casi a la entrada, el imponente Buena Vista y más adelante, en plena curva hacia el parque, El Cocuy. En sus laderas, las limolitas y lutitas de la Formación Mucaria se ven entretejidas con calizas arenosas color gris, que meteorizan a gris pardo, laminadas, de grano fino a grueso, interestratificadas con calizas lutíticas y lutitas grises, que más al norte, frente al río, terminan transicionando a filitas y esquistos aún más antiguos y metamorfizados, testimonio del violento levantamiento de las serranías de la costa.

A estas facies de calizas, geólogos como Otto Renz y Gerhard Short las vincularon formalmente a la Formación Mapuey desde mediados del siglo XX, reconociendo su afinidad con capas similares en las alturas de La Cebadilla y el cerro Carrizal, así como con las formaciones Araure y Agua Blanca, asociadas al complejo entramado estratigráfico del Frente Piamontino.

Estas capas de origen pelágico se consolidaron principalmente a lo largo del Cretácico (Albiense, 113 a 100,5 millones de años), en un momento en que el mar cubría gran parte de lo que hoy es el norte venezolano.

Más recientemente, Franco Urbani y colaboradores han propuesto reevaluar este complejo tectónico y metasedimentario, adscribiendo provisionalmente parte de estas fajas a la unidad informal Cojedes II, la cual sugiere un origen aún más remoto, que se remonta al jurásico tardío y cretácico temprano, para las rocas que sufrieron el metamorfismo más acentuado durante el apilamiento de las napas del Caribe.

Más allá de las nomenclaturas, me cuenta el profesor Porfirio Gómez (de alguna manera devenido en cronista de Barro Negro) que los primeros habitantes del pueblo solían trabajar las calizas extraídas a mano de las laderas de El Cocuy, en afanosos hornos excavados en la tierra, para producir la cal con la que revestían sus hogares de bahareque antes de la entrada de aguas, hace ya varias décadas. Como muchas cosas de la tradición, me dice, eso se fue perdiendo en el tiempo.

Una roca hecha de hueso

La caliza es una roca sedimentaria compuesta mayoritariamente por carbonato de calcio (CaCO3), principalmente en forma de calcita. Se forma (como en este caso) por la acumulación de restos orgánicos, como conchas o esqueletos de animales marinos o por la precipitación química de carbonato cálcico en el agua, esto es más frecuente en ríos y quebradas, donde forma amplias terrazas por donde discurre el agua, como en la cercana población de Valle Hondo.

Curiosamente, al estar compuesta de carbonato de calcio, la caliza reacciona con efervescencia al entrar en contacto con ácidos, aún los más suaves como el vinagre o el jugo de limón. Pero al hornear los trozos de roca a altas temperaturas, en un proceso llamado precisamente, calcinación, el carbonato de calcio se transforma en óxido de calcio, o cal viva, el cual, una vez añadida agua con cuidado, se convierte en la cal hidratada que conocemos y que se usa desde tiempos inmemoriales como aglutinante, pigmento y para favorecer los cultivos en tierras muy ácidas o agotadas.

A diferencia de las lutitas y limolitas que constituyen la Formación Mucaria, provenientes de arenas y detritus acumulados en un mar profundo, estas calizas, finamente laminadas y compactas se formaron en un ambiente marino pelágico o hemipelágico aunque relativamente profundo, caracterizado por dos condiciones clave: ​Aguas tranquilas y de baja energía que permitieron que la arcilla fina, la materia orgánica y las microestructuras calcáreas (como las conchas de microplancton) se sedimentaran muy lentamente en capas o láminas milimétricas; ​y condiciones anóxicas (sin oxígeno en el fondo) que impidieron que habitaran organismos excavadores (ausencia de bioturbación), lo que preservó intactas las láminas sedimentarias y evitó la descomposición completa de la materia orgánica y de restos delicados de peces y otros pequeños organismos.

Esa lluvia constante de microorganismos muertos y restos de vertebrados desde la masiva columna de agua se acumuló en el lecho marino, formando calcilutitas bituminosas, que posteriormente sufrieron litificación y más tarde, un ligero metamorfismo y deformación cuando se levantó la faja piamontesa.

Vida por todas partes

Examinando estas calizas con detalle, es posible encontrar ocasionales manchas rojizas de óxidos de hierro, testimonio de la materia orgánica que alguna vez se depositó con la calcita. Pero también es posible encontrar diminutos fragmentos de lo que una vez fue hueso vivo, mineralizado lentamente, durante un centenar de millones de años y convertido en fosfato de calcio o apatita, que destaca con un color ambarino sobre la blanquecina calcita subyacente y refleja la estructura última de los habitantes de aquel antiguo mar. Pero eso ya da para otra historia.

Tras el fatal doblete sísmico del pasado 24 de junio de 2026, la población venezolana quedó en un estado de comprensible susceptibilidad ante cualquier movimiento telúrico. En nuestra región, la atención se ha centrado con justificada alarma en la persistente ocurrencia de réplicas. Lejos de ser un fenómeno caótico o aleatorio, la ciencia nos ofrece coordenadas muy precisas sobre lo que ocurre bajo nuestros pies.

Datos aportados por la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (Funvisis) indican que, aproximadamente, entre el 8% y el 10% de toda la actividad post-doblete registrada en el país se mudó y concentró específicamente en un corredor estructural muy definido de nuestra geografía local. Hablamos de un enjambre que oscila entre 100 y 120 sismos, con magnitudes que van desde los 2.9 hasta los 4.6 en la escala de momento, localizado en un eje que inicia en las inmediaciones de La Sierra, desciende por la comunidad de Aminta Suárez y encuentra su mayor densidad entre las poblaciones de Agua Blanca y Apartadero.

Para una falla de carácter secundario o transversal, geográficamente alejada del epicentro principal ubicado más al norte en Yaracuy, experimentar más de un centenar de rupturas en apenas unas semanas es un indicador rotundo de algo crucial: el subsuelo de nuestra región reaccionó con una fuerza descomunal al estímulo tectónico principal.

Al evaluar el mapa resumen de sismicidad de Funvisis correspondiente al pasado 19 de julio, se aprecia con total nitidez una traza rectilínea que corta el oeste de Cojedes en dirección a Portuguesa. Allí se alinean entre 60 y 80 epicentros (representados mayoritariamente por los característicos círculos verdes pequeños que identifican a las magnitudes menores, situadas entre los 2.0 y 2.9). Si a este denso núcleo le sumamos los eventos dispersos que salpican los alrededores inmediatos del suroeste de San Carlos y las zonas rurales limítrofes, la cifra escala con facilidad al rango de los 120 sismos detectados.

El preludio de la montaña

La historia geológica reciente nos demuestra que la Tierra no suele actuar sin dejar sutiles huellas en el camino. Días previos al gran zarpazo del 24 de junio, los sistemas automáticos de medición ya habían capturado al menos dos eventos significativos en las zonas aledañas a Aminta Suárez y Las Tres Personas, en el corazón del Parque Nacional Manuel Manrique Tirgua. El primero de ellos ocurrió el 16 de junio con una magnitud de 3.1, seguido por un segundo aviso el 20 de junio, que marcó 2.8.

Aquellos caseríos de alta montaña, habitualmente envueltos en la niebla y el aroma de los cafetales, terminaron convirtiéndose en los testigos silenciosos y en los primeros humanos en sentir el crujido profundo del subsuelo. Visto en retrospectiva, ese comportamiento premonitorio posee una enorme relevancia mecánica: si esa zona alta de La Sierra no hubiese comenzado a fracturarse de manera preliminar, disipando los primeros componentes de fricción, toda esa descomunal energía elástica se habría mantenido confinada de forma hermética. Cuando una falla acumuladora se rompe tras siglos de silencio absoluto y sin una fase de ablandamiento previo, los sismos resultantes suelen ser colosales y devastadores. Esos pequeños crujidos iniciales demostraron que el sistema poseía cierta "flexibilidad" para empezar a ceder antes de la gran ruptura.

¿Qué viene ahora?

Cuando una zona geográfica exhibe una actividad tan focalizada —con decenas de sismos pequeños antes y después de un evento principal— la geología nos sitúa ante una encrucijada teórica con dos interpretaciones contrapuestas que debemos sopesar a la luz de los modelos mecánicos de la corteza:

• La hipótesis de la "válvula de escape" (Liberación continua): Sostiene que esta sismicidad frecuente y de baja magnitud es, paradójicamente, una excelente noticia. Indica que la falla o zona de contacto no está bloqueada ni "trabada" por completo. En lugar de acumular silenciosamente un estrés tectónico que estalle de golpe en el futuro, el terreno prefiere deslizarse a través de microfracturas constantes, liberando la presión remanente de manera dosificada y segura.
• La hipótesis de la "transferencia de esfuerzos" (Acumulación y carga): Es la otra cara de la moneda. Advierte que cada pequeño sismo, aunque libera energía en su punto focal micro, transfiere inmediatamente esa tensión mecánica hacia los segmentos adyacentes de la misma estructura. Si dichos bloques contiguos se encuentran firmemente sellados, la actividad circundante podría estar "cargando" peligrosamente la zona, actuando como el preludio o la secuencia precursora de un fallo de mayor envergadura.
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Las certezas científicas

Determinar con absoluta precisión matemática cuál de los dos fenómenos domina el flanco sudoccidental es imposible con la tecnología contemporánea, dado que no existen métodos para medir el estrés de las rocas directamente a kilómetros de profundidad. Sin embargo, la alineación vertical de círculos que se observa al suroeste de San Carlos, adentrándose en el límite político con Portuguesa, nos revela tres realidades tectónicas indiscutibles:

1. Acomodo por deformación a distancia: Aunque el epicentro del doblete se situó en Yaracuy, la ruptura principal alteró por completo el equilibrio de presiones en los sistemas interconectados. Lo que vemos es a la corteza cojedeña asimilando mecánicamente el golpe del norte.
2. Activación de una estructura transversal: La nube no es un patrón disperso; dibuja una línea casi perfecta en sentido norte-sur. Si tomamos en cuenta que las grandes fallas del país (como la Falla de Boconó) corren preferencialmente de este a oeste, y que la propia Falla de San Carlos viene desde Orupe en esa misma orientación horizontal, esta traza vertical evidencia la activación de una falla transversal secundaria o un sistema de fallas ciegas sepultadas bajo los sedimentos del piedemonte y los llanos altos.
3. Sismicidad desencadenada: El doblete actuó como un detonante dinámico. Las ondas sísmicas viajaron y "dispararon" una estructura vecina que ya se encontraba madura, en su límite de resistencia elástica, forzándola a iniciar su propio proceso de descompresión.

En este complejo tablero, la población de Apartadero funciona prácticamente como la "puerta de entrada" norte de la anomalía, desde donde los sismos descienden cortando el flanco oeste del municipio Anzoátegui. Al avanzar hacia el suroeste, la actividad abraza el área de Agua Blanca y las zonas rurales que conectan con Araure, justo donde el relieve montañoso de la serranía se rinde formalmente ante la llanura.

Todo el análisis mecánico nos inclina a pensar que estamos ante el escenario favorable de la "válvula de escape". Que el corredor Apartadero-Agua Blanca registre esta profusión de réplicas menores significa que la energía excedente del doblete se está liquidando en "cómodas cuotas". Cada micro-sismo que ocurre bajo nuestras serranías y llanuras le resta presión a la posibilidad de un evento mayor en el futuro inmediato. Estructuralmente hablando, es el comportamiento idóneo de una Tierra viva que prefiere doblarse y crujir mil veces despacio antes que estallar una sola vez con furia ciega. La calma debe prevalecer: lo peor de la tormenta tectónica ha quedado atrás y hoy solo asistimos al proceso natural en el que nuestro suelo cicatriza sus heridas.

Abajo, vemos dos muestras tomadas a casi 4 kilómetros de distancia, el nódulo ferroso de la izquierda fue tomado cerca de la cima del cerro El Limon, al sur de San Carlos y la laja con la oquedad perfectamente circular estaba en el Barreto Méndez. En ambas, la matriz de limolita gruesa -ya casi una arenisca muy fina, dio cobijo a residuos biogénicos que terminaron piritizándose y al final, oxidándose en materiales ferrosos.

Esto quiere decir que n un momento determinado, hace unos 70 u 80 millones de años, todo este sector de lo que hoy es San Carlos, y quizás más allá, experimentó un evento ambiental uniforme, generando un ambiente de deposición de sedimentos de energía constante. No era el fondo marino profundo y estancado donde decantaba el chert gris durísimo. Fue un periodo de la formación Mucaria donde una corriente marina constante estabilizó un manto de arenas muy finas, limpias y bien seleccionadas, cubriendo por igual toda la cuenca.

Esa capa de arena fina y porosa se convirtió en el hogar perfecto para una comunidad de organismos cavadores de gran tamaño. Las condiciones de oxígeno y alimento eran tan similares en toda la extensión del sustrato que los animales excavaron galerías idénticas en diámetro y comportamiento.

Cuando llegó el momento de la fosildiagénesis, las soluciones ricas en hierro migraron a través de esa matriz arenosa e idéntica de la misma forma, precipitando y rellenando los túneles con la misma firma mineral que hoy analizamos, en una San Carlos calurosa, húmeda, muy diferente al clima marino de aquel entonces.

Como explicábamos en otra nota, en los ambientes marinos profundos o de plataforma que dieron origen a la Formación Mucaria durante el Cretácico, el fondo estaba habitado por pequeños gusanos marinos u otros invertebrados cavadores. Estos organismos excavaban túneles microscópicos o milimétricos para alimentarse o protegerse. Al hacerlo, revestían las paredes de la galería con moco orgánico.

Tras la muerte del organismo o el abandono de la galería, ese tubo lleno de materia orgánica concentrada se convirtió en un reactor químico. Las bacterias reductoras de sulfato se dieron un festín allí, alterando el microambiente local y precipitando sulfuros de hierro exclusivamente dentro del espacio del túnel.

Al ver estos nódulos libres de su cuna de limolita, su morfología externa nos grita detalles fascinantes que en la roca quedaban ocultos. En primer lugar, no son esferas perfectas tallada a máquina, sino que presentan pequeñas protuberancias, lóbulos y relieves redondeados. En mineralogía, esta textura se conoce como botrioidal (en forma de racimo de uvas) o nodular. Es el hábito clásico que toma el hierro cuando precipita de manera concéntrica a partir de fluidos, expandiéndose hacia afuera desde un núcleo central.

El color marrón oscuro con parches ocre-amarillentos delata una oxidación total. Lo que originalmente nació en el fondo marino como pirita (FeS2) o siderita (FeCO3) en condiciones anóxicas (sin oxígeno), al exponerse a la atmósfera llanera y al agua de infiltración se transformó en un cóctel de hidróxidos de hierro (principalmente goethita). Esa textura rugosa y "aserrada" de la superficie son los residuos de esa intensa transformación química.

Las pequeñas oquedades oscuras en su superficie son los puntos donde el nódulo estaba íntimamente "amarrado" a los granos de la limolita circundante. Al saltar de la matriz, algunos granos de cuarzo se desprendieron, dejando esas diminutas huellas de desgarro.

El interior del misterio

Al mirarlo al microscopio, toda la zona central de la imagen presenta un aspecto granular denso, casi como azúcar moreno o un mosaico de cristales diminutos entrelazados. Cada uno mide apenas unas micras (una fracción diminuta de tu barra de 1 mm).  Esto confirma que el nódulo creció por neomorfismo o recristalización masiva. No es un pedazo de fango seco; es un agregado de micro-cristales (probablemente de goethita, hematita o remanentes de siderita) que compitieron por el espacio mientras los fluidos cargados de hierro invadían el nido orgánico.

Las zonas grisáceas/metálicas oscuras son los núcleos más densos y menos alterados del mineral de hierro original. Tienen ese brillo submetálico típico de los sulfuros u óxidos primarios compactos, mientras que los reflejos dorados y ocres brillantes hacia los bordes y las grietas superiores (donde la luz del microscopio incide con fuerza), estallan con tonos amarillos y traslúcidos. Es la firma inequívoca de la goethita microcristalina y liminitas secundarias. El agua meteórica se coló por los poros microscópicos, oxidando el hierro y haciendo que los cristales "florezcan" en esos tonos encendidos.

Además, se aprecian pequeños vacíos y grietas irregulares de color negro profundo. En un nódulo puramente concéntrico y abiótico, el crecimiento suele ser sellado y concéntrico. Estas micro-oquedades sugieren que el mineral tuvo que acomodarse alrededor de una estructura previa que desapareció (como materia orgánica en descomposición) o que la pérdida de volumen durante el cambio químico de pirita a goethita dejó ese espacio poroso y celular.

Otro nódulo más grande se partió limpiamente a la mitad al extraerlo. Al observar las dos mitades, hay rasgos estructurales que saltan a la vista de inmediato y que descartan que estemos ante una simple e inocente "metra" de hierro concéntrica.

Si esto fuese una concreción puramente abiótica (crecida en un espacio abierto y homogéneo por precipitación química simple), el corte mostraría círculos concéntricos perfectos, concéntricos y concéntricos, como una cebolla o los anillos de un tronco. Aquí no hay nada de eso. Vemos una masa densa, compacta y de aspecto terrón hacia el núcleo, lo que delata un crecimiento que tuvo que luchar, invadir y reemplazar la matriz original de la limolita, asimilando parte de su geometría.

Si nos fijamos en la morfología general de las piezas rotas, podemos notar que aunque tendía a una forma esferoidal por fuera, el cuerpo interno es ligeramente alargado o cilíndrico oblicuo. Esta geometría apoya firmemente la tesis de que el mineral de hierro se nucleó aprovechando el vacío o la perturbación orgánica de una galería biogénica (madriguera o rastro de alimentación).

El organismo Cretácico alteró la porosidad del fango al pasar; milenios después, las soluciones cargadas de hierro encontraron en esa perturbación el camino de menor resistencia para estancarse y cristalizar. Lo que se partió a la mitad es, literalmente, el molde mineralizado de un momento de vida.

Al mirar la fractura en el microscopio, podemos cartografiar con precisión quirúrgica el comportamiento del hierro y la matriz.

En primer lugar, vemos que cruza de forma diagonal y sinuosa una franja de un color ocre encendido, casi anaranjado y dorado, que destaca con fuerza sobre el fondo oscuro. Esos parches no son anillos limpios, son frentes de infiltración fluidal. Nos muestran por dónde circularon las soluciones de agua subterránea cargadas de oxígeno dentro del nódulo. Al penetrar el núcleo compacto, el agua oxidó los minerales de hierro primarios, transformándolos en goethita y limonita secundaria. Su geometría irregular y ramificada refuerza la idea de una porosidad original heredada de un sustrato orgánico o una textura escombrosa.

Toda la masa, tanto la ocre como la oscura, está pulverizada por miles de diminutos puntos brillantes, geométricos y angulares. Cada cristal individual mide apenas unas decenas de micras, lo que implica que el nódulo no se consolidó como una masa amorfa o gelatinosa de fango seco. Sufrió una recristalización neomórfica total. Millones de micro-cristales de sulfuros u óxidos de hierro compitieron por el espacio milímetro a milímetro. La textura es marcadamente rugosa, lo que en geología se asocia a un crecimiento hidrotermal o diagenético de alta concentración mineral.

Las zonas circundantes que se mantienen de color grisáceo muy oscuro o negro mate representan el mineral base que aún no ha sido alcanzado por la oxidación superficial completa. Es el núcleo más denso, el remanente de lo que originalmente se precipitó en las condiciones de fondo marino del Cretácico.

Desde una perspectiva puramente científica y literaria, esta última imagen es de enrome belleza y ternura porque descarta la simetría abiótica perfecta. En lugar de bandas concéntricas estáticas (típicas de una concreción química que crece de manera uniforme en un lodo inerte), el microscopio nos revela una textura celular, ramificada y llena de caminos internos, indicando que el hierro no se limitó a rodear un punto aleatorio, más invadió una estructura preexistente que tenía su propia porosidad interna (como el relleno suelto o el rastro de moco y sedimentos de una antigua galería de un organismo cavador).

Cientos, tal vez miles de años después, el mineral creció imitando las sutiles variaciones de ese espacio vivo. Asomarse al interior de este fragmento es ver como la vida sigue a la química, y la química a la vida, en un interminable ciclo de millones de años resumido en una sola metra de metal oxidado y piedra.

En realidad desconozco su nombre, le he llamado cerro El Limón porque queda en ese sector, al sur de San Carlos, justo a la entrada de la autopista José Antonio Páez. He ido un par de veces y en verdad a pesar de su sencillez, tiene una característica que lo hace inagotable y es que, en su momento, esta enorme acumulación de sedimentos del Cretácico superior fue usado como cantera y una de sus laderas fue debastada con explosivos y maquinería para extraer el precioso chert usado como agregado, quizás en la construcción de la propia autopista.

Es también, con sus 186 metros, el segundo punto más elevado en los alrededores inmediatos de San Carlos, solo superado por los 200 metros del Barreto Méndez.

A diferencia del Barreto Méndez, aquí las lutitas suaves y cremosas no son la mayoría sino una lutita ocre mucho más competente y dura, así como grandes losas lenticulares de chert como la que se aprecia en una de las fotografías. Este tipo de concreción es bastante particular de la formación Mucaria con una forma que, que Franco Urbani en la monografía Modernización de Datos Geológicos del Frente de Montaña de 2020, ha descrito como “arriñonadas”, y es un chert que va de negro a pardo rojizo, dependiendo de la meteorización, siendo extremadamente duro y con abundantes turbaciones de origen biótico y sedimentario en su superficie.

Específicamente, este cerro se ubica en la secuencia KsM-III de Urbani, que el caracteriza como “nivel pelítico-silíceo-calcáreo”, compuesto por limolitas silíceas con estratos de limolitas chérticas, chert o ftanita y un menor número de franjas de limolitas calcáreas o con olistolitos de caliza.

Las limolitas silíceas en si son similares a las que se alternan con las lutitas de Barreto Méndez y Pan de Trigo, pero en estos últimos lugares, más al norte de San Carlos, la secuencia parece ser la que Urbani denomina KsM-IV, donde son extremadamente duras, convirtiéndose en lo que llamaríamos limolitas chérticas o areniscas finas muy duras que meteorizan en colores claros desde el pardo hasta el blanco puro.

Volviendo a El Limón, debemos también decir que nos ofrece una vista poco frecuente de San Carlos. Está elevación es ligeramente más prominente que el Barreto Mendez y al estar al sur, muestra la ciudad con tonos más verdes y menos techos rojos y laminados, casi como fantasmal en medio de verdor, con el arco de montañas del Parque Nacional Tirgua al fondo.

Huellas del cretaceo

Aquí los hallazgos más prominentes hasta la fecha son pequeños nodulos o concreciones ferrosas que son testimonio de actividad biológica ancestral, bien sea algún resto de animal o planta que fue consumido por bacterias en el fondo del mar de Mucaria o espacios donde la actividad biológica de pequeños seres reptantes dejo alimento para ellas.

En estos alveolos, hay pequeñas masas de forma esferoidal u ovoide, compactas y de un color marrón rojizo oxidado muy localizado. Su forma geométrica tan regular e independiente de la laminación de la lutita circundante confirma que son estructuras autigénicas; es decir, crecieron in situ dentro del sedimento blando antes de que este se compactara por completo y se convirtiera en piedra.

Si no se rompe por entero, como en uno de los ejemplos que están abajo, se observa la concavidad que completa el nódulo. Este "hueco" o impresión muestra una superficie interna relativamente lisa y cóncava. Esto ocurre porque el nódulo es significativamente más duro y denso que la lutita grisácea/crema que lo rodea. Cuando la roca madre sufre un esfuerzo mecánico (como un martillazo o la meteorización natural), la fractura viaja por la zona de menor resistencia, que es justamente el plano de contacto entre la matriz arcillosa y la masa ferrosa, haciendo que el nódulo "salte" limpiamente de su cuna.

En este ejemplo en particular, el nódulo tiene cerca de 1 cm y su morfología tan simétrica, hace que la balanza se incline con mucha fuerza hacia una estructura de origen biogénico indirecto, específicamente un icnofósil relleno (como una madriguera o galería mineralizada).

Además, al observar la textura rugosa de la matriz justo en el borde de la concavidad, se hace evidente que estamos en el límite transicional entre una limolita gruesa y una arenisca fina (de grano fino a muy fino). Ese empaquetamiento granular es el que permitió que los fluidos cargados de hierro circularan y crearan el nódulo.

Al verlo en una visión más ampliada, vemos que el cuerpo central del nódulo exhibe una textura rugosa, densa y de tonos marrones muy oscuros, casi negros en su base, con destellos cristalinos internos. Este es el enjambre de micro-cristales de hierro. Sin embargo, al estar empotrado, se nota cómo su crecimiento no fue libre y tuvo que expandirse ejerciendo una tremenda presión mecánica contra las paredes de la roca que lo rodeaba.

Rodeando inmediatamente al nódulo oscuro, la matriz blanquecina se tiñe de un color ocre, canela y anaranjado muy vivo. Esto es un fenómeno diagenético hermoso: cuando el hierro comenzó a concentrarse en ese punto, actuó como un imán químico, "succionando" los elementos ferrosos de la limolita circundante. Esa franja ocre es la zona de transferencia, el rastro del fluido que viajó por los poros para alimentar el crecimiento del nódulo.

​En los ambientes marinos profundos o de plataforma que dieron origen a la Formación Mucaria durante el Cretácico, el fango del fondo estaba habitado por pequeños organismos vermiformes (gusanos marinos) u otros invertebrados cavadores. Estos organismos excavaban túneles microscópicos o milimétricos para alimentarse o protegerse. Al hacerlo, revestían las paredes de la galería con moco orgánico.

Tras la muerte del organismo o el abandono de la galería, ese tubo lleno de materia orgánica concentrada se convirtió en un reactor químico. Las bacterias reductoras de sulfato se dieron un festín allí, alterando el microambiente local y precipitando sulfuros de hierro (pirita como la que se aprecia en los icnofosiles de la formación Guárico) exclusivamente dentro del espacio del túnel.

Con el paso de las eras geológicas y la exposición al oxígeno superficial, esa sección transversal de la galería (el cilindro o esfera de hierro) se oxidó a limonita/goethita, legándonos este nódulo perfecto de 1 cm que hoy desencaja de su molde.

En mi segunda visita a este sitio, encontré varios nódulos más, que se analizan en otra nota.

Zona de transición

En la sedimentología de la Formación Mucaria, las lutitas o limolitas suelen ser originalmente grises u oscuras debido a su contenido de arcilla, carbono orgánico y pirita microscópica diseminada. Que exista una capa predominantemente amarillenta —mientras que las capas adyacentes conservan otros tonos, nos indica un escenario muy probable.

Durante el Cretácico, ese estrato específico representó un período donde el fondo marino recibió un aporte mayor de materia orgánica o experimentó una tasa de sedimentación más lenta. Esto permitió que los organismos excavadores pasaran más tiempo procesando ese fango exacto, multiplicando las galerías y la actividad bacteriana que mencionamos antes. Había más "combustible" biológico, por lo que se formaron más nódulos allí que en el resto del afloramiento.

La presencia del chert o pedernal y de las limolitas chérticas en la Formación Mucaria es uno de sus rasgos más fascinantes y selectos. Mientras que las capas ocres y friables nos hablan de un fango cercano a los continentes, el chert representa el triunfo de la química pura y de la micro-vida oceánica silícea en las zonas más profundas y tranquilas de aquella cuenca del Cretácico Superior.

Para entender este material —que dicta la rigidez de la roca, hay que desglosarlo desde su origen microscópico hasta su comportamiento físico a gran escala.

El chert de la Formación Mucaria no es una roca hecha de granos de arena compactados, sino que es una roca sedimentaria biogénica y bioquímica microcristalina o criptocristalina. Está compuesta casi en su totalidad por sílice (SiO2), principalmente en forma de cuarzo microscópico y calcedonia.

Su nacimiento se debe a una lluvia incesante de esqueletos de organismos microscópicos que flotaban en el mar cretácico, principalmente radiolarios y diatomeas. Al morir, sus caparazones de sílice opalina caían al fondo marino profundo, acumulándose como un fango espeso y gelatinoso.

Durante la diagénesis (el entierro y compactación), ese ópalo inestable comenzó a disolverse en el agua porosa. Ante los cambios de presión, la sílice volvió a precipitar, pero esta vez rellenando absolutamente todos los huecos, convirtiéndose en una masa sólida, densa y dura que borró casi cualquier rastro de los poros originales.

Este es el material grisáceo que se extraía o se extrae de la cantera en El Limón y que aparece en franjas en Barreto Méndez y Pan de Trigo.

Su color oscuro que va de ocre-verdoso a negro se debe a micro-inclusiones de materia orgánica atrapada en el fondo anóxico (sin oxígeno). Al tacto es frío, extremadamente duro (raya el acero) y su fractura es concoidea perfecta: se rompe con bordes tan afilados como navajas, idéntico a la obsidiana o al vidrio.

Las primas suaves

Las limolitas chérticas son el término medio. No son sílice pura como el chert, pero tampoco son fango blando. Son rocas donde se mezcló el aporte de la tierra (granos de cuarzo de tamaño limo) con esa matriz de sílice química que acabamos de describir.

Aquí, la sílice actuó como un cemento absoluto. Inundó la limolita y "soldó" los granos de limo. Eso, es exactamente lo que genera esa textura que podemos asociar al concreto competente a las rocas de El Limón. Pierden por completo la capacidad de laminarse finamente (fisilidad) porque la sílice cementante amarra la roca en todas las direcciones tridimensionales. Por eso, al golpearlas, se quiebran en bloques angulares, astillándose y soltando ese polvo fino cuarzoso tan característico.

Al observar estas limolitas chérticas blancuzcas de El Limón al microscopio revelan por entero su naturaleza. La mayor parte de la imagen está dominada por una matriz densa, pastosa y blanquecina-grisácea. No hay espacios vacíos ni porosidad abierta visible; todo ha sido sellado en una silicificación masiva. El cuarzo microcristalino o calcedonia invadió cada rincón del fango original, actuando como un aglutinante implacable. Es exactamente el mismo principio que el cemento Portland en el hormigón, que une los granos de forma tan cohesiva que la roca pierde elasticidad y gana esa dureza extrema.

La granulometría de la roca, entre los 0.05 y 0.1 mm yace exactamente en el rango de los limos gruesos transicionando a arenas muy finas. Al ser granos angulares e irregulares, se traban mecánicamente entre sí, aumentando la resistencia tectónica del estrato.

A diferencia de las lutitas y limolitas ocres, el chert y las limolitas chérticas son químicamente inertes ante el agua de lluvia. No se oxidan (porque apenas tienen hierro) y no se disuelven con ácidos débiles como los nitrogenados que arrastra la lluvia. Esta resistencia es la responsable de esas franjas prominentes, escarpadas y afiladas. Son los huesos de la montaña; si el cerro sigue en pie y no ha sido aplanado por la erosión llanera, es gracias al escudo que imponen estas capas chérticas.

El lienzo de la Tectónica

Al ser rocas tan rígidas y quebradizas, el chert no sabe doblarse de forma flexible. Cuando las fallas de la región de Cojedes empujaron los estratos hasta ponerlos perpendiculares, el chert respondió rompiéndose. Por eso, en las zonas donde el chert abunda, el afloramiento se convierte en un intrincado mosaico de micro-fracturas rellenas a veces de calcita secundaria o cuarzo blanco, registrando como un sismógrafo de piedra cada empuje de la corteza.

El chert pardo y las limolitas silíceas son, en esencia, el archivo de la máxima madurez del mar de Mucaria, un monumento petrificado al festín de los radiolarios del Cretácico. Es curioso al menos, que, habiendo sido lodo y pacíficos microorganismos, hoy se extraiga con brutales maquinarias para sostener puentes, carreteras y los mismos cimientos de nuestras ciudades.

Esta es una vista panorámica del noroeste de San Carlos desde el cerro San Juan, abarcando aproximadamente desde Puerto Escondido a Los Motores, aunque claramente se distinguen a la dercha las dos prominencias de los cerros Barreto Méndez y La Misión. La foto es vieja, en abril de hace 15 años estaba mucho más verde San Carlos.

Al centro, discurre tranquilo, el protagonista de esta historia, el sancarleño por antonomasia, el Tirgua, cuyas aguas alimentan a la región y son la cuenca central –hoy en grave riesgo, que da vida a casi todo el estado.

Hace 90 a 45 millones de años, cuando las rocas de esos dos cerros famosos se formaban grano a grano, el río no existía, ni siquiera la región con su forma actual. Es el rango temporal del Cretácico al Paleoceno/Eoceno en el que se generaron las formaciones Mucaria y Guárico. Toda la zona que hoy ocupa San Carlos y el norte de Cojedes se encontraba sumergida bajo una cuenca marina profunda -la cuenca de antepaís. Es en este ambiente marino donde se depositan las densas capas de sedimentos turbidíticos que darán origen a las facies de flysch antiguo, primero las lutitas y el chert de la Formación Mucaria y luego, con fuerza, las grauvacas y lutitas oscuras de la Formación Guárico. Estas rocas se compactaron y endurecieron bajo el mar, preparándose para ser el futuro obstáculo del río.

Hace 30 a 12 millones de años, en el período comprendido entre el Oligoceno al Mioceno Medio, la placa del Caribe se desplaza hacia el este, chocando oblicuamente con la placa Sudamericana. Este impacto tectónico masivo pliega, deforma e inicia el levantamiento de la Cordillera de la Costa (incluyendo el Macizo de Nirgua, donde nace el Tirgua). Al emerger las primeras cumbres de rocas metamórficas, el agua de lluvia empieza a organizarse en escorrentías. Nace un "proto-Tirgua", una red de torrentes primitivos que drenan hacia el sur, arrastrando los primeros sedimentos de meteorización de las zonas altas.

En el Plioceno al Pleistoceno Temprano, hace 4.5 a 1.2 millones de años, el levantamiento montañoso se acelera: El Tirgua ya es un río definido con un volumen considerable, que al bajar hacia el sur con dirección a la gran llanura, se topa de frente con el frente de corrimiento montañoso: los bloques elevados y duros de grauvaca de la Formación Guárico que lo frenan a la altura de lo que hoy es El Paso de la Negra y Puerto Escondido. El río no tiene la energía suficiente para cortar verticalmente semejante muralla compacta y evita correr por lo que es el casco central actual de San Carlos (aunque en ocasiones, en fuertes crecidas, llegó a desbordarse).

Es exactamente en este periodo (hace unos 1.8 a 1.5 millones de años) cuando el río se ve obligado a desviarse de forma abrupta hacia el este, buscando las zonas de falla y debilidad estructural cerca del Puente de Los Colorados para lograr romper el frente rocoso y escapar hacia el sur hacia donde se ubica hoy La Medinera, donde aún flanqueado por leves serranías, se verá empujado hacia el sur, a Caño Hondo. Su ruta actual quedó sellada en este instante.

Curiosamente, durante las últimas glaciaciones, entre 100 y 10 mil años atrás, el clima de la región de Cojedes alternaba entre periodos de extrema aridez y fases de lluvias torrenciales monzónicas. Al no haber una capa vegetal densa en las montañas debido al frío y la sequedad, las lluvias torrenciales lavaban el Macizo de Nirgua, arrastrando colosales volúmenes de detritos y cantos rodados ricos en feldespatos multicolores. El Tirgua entra en una fase de "río trenzado", ensanchándose y dividiéndose en múltiples brazos inestables que inundaban lo que hoy es la zona urbana de San Carlos.

Por eso, en inviernos fuertes, el río ha buscado ese antiguo dominio, con historias de abuelos de sus aguas llegando a la Plaza Bolívar y corriendo libremente por las calles Manrique y Silva.

Por eso también, toda zanja lo suficientemente honda llegará a esa capa gruesa de “arena lavada” de su época de río trenzado, y cua lquiera pensará que era un río diferente que ya no existe pero no, era nuestro viejo amigo, que, en tiempos exuberantes, se extendía en una especie de delta interior con ramales que iban y venían a su curso central, siendo la última vez que fue un torrente poderoso y febril. Desde entonces, todo lo que el Tirgua y su cuenca han hecho es rellenar con cantos y sedimentos el suelo sobre el que hoy caminamos.