DGEMIC Ingeniería en Geología y Minas

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA, MINAS E INGENIERÍA CIVIL

UNIVERSIDAD TÉCNICA PARTICULAR DE LOJA

Geología de la Costa

Integrantes: Álvaro PérezDiego PeñaCristian PugoJunior Conde

Profesor: Ing. Ma. Fernanda GuarderasFecha entrega: 11 de Diciembre del 2015

Introducción

La zona costera de Ecuador está constituida por terrenos de origen oceánico acrecionados en la

margen continental y apoyado por tres arcos de islas sucesivos. El presente informe es de

carácter investigativo enfocado al estudio de la parte costanera del Ecuador, en el cual se

analizará los distintos constituyentes de la misma, teniendo en cuenta su ubicación, edad,

génesis, petrografía, geoquímica, etc. y así obtener una breve reseña que nos permita conocer

mejor el origen de este conjunto que denominamos la costa , los eventos tecto-magmáticos, y los

diferentes procesos que intervinieron en la zona, hasta llegar a su situación y circunstancias

actuales.

El presente trabajo se lo realizó con la recopilación de bibliografía, documentos de investigación

e información web, para un posterior análisis y presentación del mismo.

El documento desarrollado pertenece al curso de Geología del Ecuador en la Titulación de

Geología y Minas.

Localización geográfica

Evolución de la región Costa

En Ecuador, los periodos del Campaniano están marcados por un evento tectónico todavía poco

comprendido responsable de un salto de los arcos de islas (de Cayo a San Lorenzo) [Jaillard et

al., 1995], de dar forma a discordancias en las cordilleras occidental y a la suroccidental [Kehrer

y Van der Kaaden, 1979; Egüez, 1986; Jaillard et al., 19.96] y de un evento térmico en los Andes

[Aspden et al., 19.921.

La formación Santa Elena del Maestrichtiano tardío -Paleoceno temprano exhibe una tendencia

EW, ajustada a los pliegues isoclinales con plano axial, asociado con planos de corte

evidenciando un transporte hacia el norte (Fig. 4). Teniendo en cuenta el nivel local de las

grandes rotaciones en sentido horario indicado por los estudios paleo magnéticos [Roperch et al.,

1987], la deformación por cizallamiento era probablemente hacia el NW o al W. Estas

deformaciones, post datadas por el Grupo Azúcar rico en cuarzo, se interpretan como el resultado

de la colisión de la península en contra de la margen continental a finales del Paleoceno (= 57

Ma), a lo largo de una gran falla con buzamiento de inmersión al este. En la península, la

deformación es máxima en el SW y disminuye progresivamente hacia el norte y el este, lo que

sugiere que la colisión se produjo en la parte sur o suroeste de la zona estudiada.

Los datos estratigráficos permiten especificar la edad en el Ecuador: Paleoceno medio a superior

(Ma = 57) para la deformación principal, el inicio en el Eoceno medio (Ma = 54) para una

segunda deformación menos pronunciada. Esta crisis Tectónica es la acumulación de tierras

oceánicas contra el margen andino ecuatoriano como probable contacto.

La colisión de la Costa Ecuatorial no puede dar cuenta de la crisis contemporánea de compresión

en el margen andino. En contraste, esta fase es contemporánea (= 56 a 54 Ma) con el aumento de

la tasa de convergencia ortogonal a lo largo del margen Andino. El cambio en la dirección de

convergencia es responsable de una reorganización de las zonas de subducción intra oceánica,

marcada por el remplazo de la tendencia NE del arco San Lorenzo por la tendencia NNE del arco

Macuchi.

Las deformaciones compresivas del Paleoceno superior -Eoceno basal están asociados con el

cese de la actividad de los arcos de islas y de la colisión o superposición de los terrenos

oceánicos en el Ecuador, y de las deformaciones compresivas en Ecuador, Perú y Bolivia.

El Grupo Azúcar del Paleoceno Tardío exhibe pliegues apretados con una tendencia ENE

asociados con clivaje discreto, que evidencia una deformación continua durante las fases más

tempranas del Eoceno (= 53 Ma).

La subsidencia de la zona de ante-arco en el fin del Eoceno inferior y principios del Eoceno

medio es contemporánea de un régimen de extensión y es la continuación de la crisis de la

tectónica compresiva del Paleoceno superior-Eoceno inferior. La subsidencia de las áreas de

antearco interviene sólo cuando la tensión de compresión disminuye en la placa superior.

Durante la transgresión del Eoceno medio-tardío (= 51 a 46 o 48 a 45 Ma), flujos turbidíticos,

olistolitos, flujos de escombros y fallas sinsedimentarias normales locales sugieren que un

régimen tectónico tensional fue responsable para la creación de las cuencas antearco a lo largo

del margen andino de Perú, Ecuador y Colombia [Pérez, 1981; Macharé et al, 1986; Von Huene

et al., 19881. Tal fenómeno generalizado puede ser considerado como una consecuencia de la

erosión tectónica del margen Andino [Scholl et al., 1980; Von Huene y Scholl, 19.911, que se

asocia a menudo con el régimen extensional [Aubouin et al., 19,84]. La inestabilidad tectónica

disminuye significativamente en el Eoceno Medio. La similitud de la secuencia del Eoceno en

todo el oeste de Ecuador, sugiere que el arco de San Lorenzo y Cordillera Occidental fueron

acrecionados antes de las primeras fases del Eoceno Medio, anterior al arco Cayo y el margen

Andino, respectivamente. Esto ocurrió durante el Paleoceno tardío-Eoceno temprano, o durante

el evento del Campaniano.

La creación de las cuencas de antearco del Eoceno Medio es posterior a la deformación

contraccional del Paleoceno tardío-Eoceno temprano. La creación de cuencas antearco

frecuentemente se produce poco después de los eventos de deformación contraccional. Por lo

tanto, Jaillard propone que la erosión tectónica se ve favorecida durante los períodos de

deformación contraccional, siendo esta su consecuencia, p.e. la creación y el hundimiento de las

cuencas de antearco se produce sólo después de que la tensión de compresión ha sido liberada.

Los depósitos del Eoceno Medio tardío exhiben abundantes fallas normales sin sedimentarias.

Sin embargo, la aparición y la erosión de la Cordillera Chongón-Colonche sugiere un régimen de

compresión en este momento (= 42-40 o 37-36 Ma,).

El evento tectónico Eoceno tardío (= 39-35 o 37-33 Ma, fase Incaica) se expresa en las rocas del

Eoceno medio por una tendencia NS a NE de pliegues cilíndricos con planos axiales

generalmente buzando hacia el este o sureste. Están asociados con la inmersión al sureste de

fallas inversas (fig. 5). [Benítez, 1995]. Este evento tectónico provocó el surgimiento de la zona

costera y el empuje ESE- de la Cordillera Occidental hacia el margen Andino [Bourgois et al.,

1990]. Por lo tanto, el contacto tectónico entre los terrenos oceánicos y el margen Andino fue

deformado, y consecuentemente buzó hacia el oeste [Egiiez, 1986; Bourgois et al., 1990; Tibaldi

y Ferrari, 19,93] o al este [Juteau et al., 1977; Lebrat et al, de acuerdo a las regiones., 19,85]. Sin

embargo, parte de estas estructuras podría corresponder a posibles deformaciones de finales del

Oligoceno Tardío.

La deformación compresiva del Eoceno superior (fase Incaica) comprende, en el sur de la costa

ecuatoriana, un primer evento en el límite del Lutétieno Bartoniano (Ma = 41), y una importante

crisis de compresión fechada en la parte superior del Priaboniano (Oligoceno? = 37 Ma). Este

último es responsable de la acreción de los terrenos oceánicos, al menos localmente, la

superposición de los mismos en el margen Andino, el contacto previo y la inmersión oeste

(JAILLARD, BENITEZ, & MASCLE, 1997)

Por lo tanto se de una distribución de los eventos principales formadores según Morante que

coinciden con los expuestos por Jaillard:

Pre-colisión: evolución oceánica e insular (Aptiense Superior-Campaniense Inferior, 108-

80 Ma)

Colisión del arco insular contra la placa sudamericana (Campaniense Inferior Eoceno

Superior 70-36 Ma)

Post-colisión: creación de la región ante arco actual (Oligoceno a actual, 36-0 Ma)

(MORANTE, 2004).