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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).