La cuenca del Chota y su importancia para la creación y el ambiente tectónico de la depresión interandina de Ecuador

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La cuenca del Chota y su importancia para la creación y el ambiente tectónico de la depresión interandina de Ecuador.

Resumen

La estructura de la Depresiòn Interandina esta´ definida como una depresiòn topogràfica de direcciòn norte-sur entre la Cordillera Real y la Cordillera Occidental de Ecuador. En el sur, la depresiòn se desvı´a hacia el oeste en direcciòn del Golfo de Guayaquil, disectando la topografı´a de la Cordillera Occidental. Los lìmites estructurales de la depresio´n corresponde a fallas reactivadas, las cuales fueron formadas anteriormente durante eventos acrecionarios a lo largo del margen continental ecuatoriano. Durante el desarrollo de la Depresio´n Interandina varias cuencas se formaron progresivamente. Un nuevo marco cronoestratigra´fico basado en edades radiome´tricas de las series sedimentarias de la Cuenca de Chota ha sido combinado con datos de otras subcuencas en la Depresio´n Interandina con el propo ´sito de reevaluar la edad y formacio´n de la estructura tecto´nica a mayor escala. La formacio´n individual de las cuencas de menor escala se propago´ desde 6–5 Ma (Mioceno tardı´o) desde la Cuenca de Chota ubicada al norte hacia el sur en las cuencas de Quito-Guayllabamba, Ambato-Latacunga y Riobamba-Alausı´. Las diferentes subcuencas fueron llenadas con sedimentos de abanico aluvial, fluviales, lacustres y depo´sitos volca´nicos contempora´neos. Deformacio´n transpresiva syn– sedimentaria prevalecio´ durante gran parte del desarrollo de las cuencas. Se asume que fallas normales syn–sedimentarias menores han ocurrido durante cortos perı´odos de moderada compresio´n. La Depresio´n Interandina de Ecuador se formo´ en la vecindad de una estructura mayor de tipo ‘restraining bend,’ la cual acomoda el desplazamiento hacia el norte del bloque andino con respecto a la placa Sudamericana. Un modelo de cuenca de rampa es propuesto para explicar el desarrollo tectono-sedimentario de la Depresio´n Interandina. 1. Introducción

La depresión interandina (IAD) es de aproximadamente N-S- al NNE-SSW-orientado depresión topográfica que abarca entre w28300 S y w08450 N en el Ecuador. el IAD está flanqueado por la Cordillera Real (CR) al este y el Cordillera Occidental (CO) al oeste (fig. 1) y alberga una serie de cuencas sedimentarias (en lo sucesivo, subcuencas) que se formaron en respuesta a gran escala, a finales reordenamientos tectónicos-Mioceno reciente en el Ecuador forearc Andino y el arco. Que atraviesa de norte a sur, el subcuencas siguientes han sido reconocidos en el Ecuador:

1) la cuenca Chota, situada en el norte de IAD entre el ciudades de Ibarra y Tulca'n (Fig. 1);

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(3) Ambato-Latacunga lavabo

(4) la cuenca Riobamba-Alausı' en el extremo sur

Estudios anteriores han asumido que estas cuencas fueron activo desde el Neógeno (por ejemplo, Winter y Lavenu, 1989a, b;EGUEZ y Beate, 1992; Lavenu et al, 1995, 1996.; Baraga'n et al., 1996; Ego y Se'brier, 1996) y cronoestratigrafía usado, sedimentología, análisis estructural, y sismicidad proponer varios mecanismos diferentes para la formación de la DIA. Los primeros trabajos invocan una estructura simple que graben formado durante la extensión orientada al E-W (por ejemplo Baldock, mil novecientos ochenta y dos). Estudios posteriores reconocen pulsos de compresión,que dio lugar a la inversión de la sinsedimentarios subcuencas (por ejemplo, Winter y Lavenu, 1989b; Lavenu et al,.1992; Ego y Se'brier, 1996) y que se refieren a transpresionales movimientos impulsados por el desplazamiento dextral del CO con respecto a la CR. Ego et al. (1996) añadir a este modelo transpresional y proponer que el IAD formado a lo largo de una curva de restricción en un transpresiva dextral sistema que implica el fallo Pallatanga-Pujilı'-Calacalı' en el sur y el fallo Chingual-La Sofia en el norte (Fig. 1). Sin embargo, Tibaldi y Ferrari (1992) proponen una cinemática

modelo basado en la desgarradora sinistral (asociado con el de lengüeta cuenca formación), debido a que el CR fue desplazada aproximadamente hacia el norte a una velocidad mayor que era el CO. Más específicamente, Baraga'n et al. (1996) proponen que la cuenca del Chota se formó inicialmente en un W-E para ONO-ESE régimen extensional y luego se comprimió en un similares

orientación. Winkler et al. (2002) sugieren que el IAD representa una estructura de la cuenca en forma de huso que se abrió y cerrado en los movimientos de tijera entre los dos cordilleras.

Un intento útil en la reconstrucción de los procesos que tienen impulsado formación de las cuencas y la deformación en las subcuencas de el IAD y el propio IAD requiere lo siguiente: (1) una clara definición de la morfología, extensión y límites de la IAD; (2) un sedimentological bien constreñido-y cronoestratigráfico marco; y (3) el conocimiento de la la naturaleza, la duración y las fuerzas motrices de la deformación estructural. Muchas observaciones de campo locales y regionales de la rocas sedimentarias de subcuencas IAD se han publicado. interpretaciones-particularmente aquellos Sin embargo, la mayoría tectónicos Del Quito, Guayllabamba, y Chota una falta-áreas apropiadamente restringido marco cronoestratigráfico. Por ejemplo, hay un marco fiable tiene cronoestratigráfico sido publicado por la cuenca del Chota. Se presenta una síntesis de los trabajos recientes (Abegglen, 2001; Tobler, 2001; Villago'mez et al.,

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2002; Villago'mez, 2003) que incluye detallada los datos radiométricos, minerales pesados, y en el campo de la Chota, Guayllabamba, y Quito cuencas. En particular, determinamos un marco cronoestratigráfico detallada de los estratos de la cuenca del Chota usando apatita y la fisión de circón pista (AFT y ZFT, respectivamente) análisis, que, en combinación con los modelos evolutivos de las cordilleras limítrofes, reinterpretar significativamente la extensión de la IAD, la momento de su creación, y el contexto geodinámico. Estas datos también aclarar que el IAD tiene una historia diferente que el cuencas intermontañosos en el sur de Ecuador (por ejemplo, Cuenca, Loja; Hungerbühler et al., 2002).

2. Definición del Plio-Pleistoceno IAD En Ecuador,

el IAD se extiende geográficamente de w28300 S a la frontera con Colombia y se caracteriza por una fila de depresiones por debajo de 3000 m entre el CR y CO (Figura 1). Las principales limitaciones estructurales de la región la depresión se reactivó fallas escala de la corteza, que formaban durante los sucesivos acreción Terciario Cretácico y principios eventos a lo largo del margen continental ecuatoriana (Litherland et al, 1994;. Spikings et al, 2001;. Hughes y Pilatasig, 2002). Estos fallos se pueden remontar a lo largo del cordillera de los Andes del norte en Colombia (Toussaint y Restrepo, 1994), pero su origen sigue siendo controvertido. La posible continuación de la estructura de la DIA en Colombia (depresión Cauca-Patía) no se discute aquí. El fallo Peltetec define el límite oriental de la DIA y puede representar una estructura Jurásico tardío que se formó durante la acumulación de los terrenos que constituyen el CR (Litherland

et al., 1994). Alternativamente, el fallo puede tener Peltetec formado durante la acreción cretáceo de la oceánica de Terrane Pallatanga (Spikings et al., 2005). el Pallatanga- culpa Pujilı'-Calacalı', que se formó durante el Cretácico tardío

acreción del terreno Pallatanga, define el oestefrontera de la DIA (Fig. 1). Paralelamente al Pallatanga- culpa Pujilı'-Calacalı', el IAD se balancea hacia el oeste, al sur de wS28100, Hacia el Golfo de Guayaquil, y disecciona la topografía de la CO (Fig 1;.. Lavenu et al, 1996). Esta zona se caracteriza también por la apertura de la cuenca Pallatanga pull-aparte, que se ha ido formando desde W2.5 Ma (Winter y Lavenu, 1989a) a lo largo de un corto tramo de liberar curva. transpresiva movimiento dextral en general Antearco y el arco se compensa por extensión en el cuenca Jambelí en el Golfo de Guayaquil (por ejemplo Benı'tez, 1995; Hungerbühler et al., 2002). Las secuencias sedimentarias del Chota, Quito-San Antonio-Guayllabamba, Ambato-Latacunga, y RiobambaAlausı' subcuencas oscilan entre el Mioceno y Pleistoceno reciente. Como se ha señalado byLavenu et al. (1996), el registro estratigráfico en el

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IAD implica que la evolución estructural de la DIA fue diferente que la del arco medio y Mioceno tarde y cuencas de antearco en el sur de Ecuador (Cuenca, Girón-Santa Isabel, Nabo'n, Loja, Catamayo-Gonzanama', Malacatos- Vilcabamba; e.g.Hungerbu¨hler et al., 2002). Actividad volcánica en el sincew5 Andes ecuatorianos Ma (Plioceno-Cuaternario) se ha restringido a la región norte de la ciudad de Pallatanga y se concentra a lo largo de las fallas limítrofes de la IAD (por ejemplo, Barberi et al., 1988). La concentración de la actividad volcánica ha sido temporal y geográficamente coetánea de la creación y desarrollo tectónico de la DIA. Mioceno y reactivación más joven y exhumación del rocas deformadas expuestas en y proximal a los defectos principales en las cordilleras que limitan el IAD se ha visto limitada por análisis de AFT (Fig. 1). rocas cortadas a partir de la ChimboToachi zona de cizalla (CO) se enfría rápidamente y se exhumó en Ma w5 (Spikings et al., 2001, 2005). En adición, sótano rocas volcánicas del Jurásico (Misahualli Formación), situado entre el Chingual-La Sofía y Cosanga fallas en la República Checa situada más al norte, han estado enfriando rápidamente desde 6-4 Ma (Spikings et al., 2000). Finalmente, tectónicamente rodajas rocas situadas volcanoclásticos Jurásico a aproximadamente 08.450 S en la zona subandina (Unidad Paradalarga; Vallejo y Buitron, 1999) y se enfriaron durante exhumado w6-2.5 Ma (Ruiz, 2002). atribuimos estos eventos de exhumación a Mioceno tardío y más joven, la reactivación de fallo a gran escala durante la formación de la IAD.

Se presentan los datos de minerales pesados de la cuenca del Chota en Higo. 4, y la interpretación de cada asociación mineral sigue las reglas generales presentados por la sarna y Maurer (1991). La secuencia sedimentaria en la cuenca del Chota es w1200- 1400 m de espesor y geográficamente dividida en dos partes por un extenso N-S-fluyen hoja de lahar, a través del cual (W-E) correlaciones litológicas son difíciles (Fig. 5). Sedimentario rocas en discordancia se superponen a andesitas y cenizas volcánicas fechado en 12G4, 11G2, y 10G2 Ma (AFT, Tabla 1, muestras 15, 17, 23; Higo. 3) en la región oriental y central. Las rocas volcánicas en discordancia bajos se superponen a mediumgrade rocas metamorfoseadas y altamente deformados (pizarras y cuarcitas) entre el terreno Guamote (grupo Ambuquı'), que está expuesto principalmente en el CR (Litherland et al., 1994). No hay contacto sótano de la cubierta se observa en la cuenca occidental, a pesar de la proximidad de los basaltos de la almohadilla de la unidad Pallatanga del CO sugiere que el sedimentaria rocas pueden superponerse en parte esta unidad. Las rocas volcánicas también puede residir estratigráficamente entre el sótano y la cuenca sedimentaria de relleno en el oeste. Barberi et al. (1988) informe K / Ar edades de 6.3G0.03 y 6.31G0.1 Ma (Fig. 3) para andesitas en el oeste, subyacentes en las rocas sedimentarias de la cuenca Chota, a

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pesar de que no proporcionan la muestra ubicaciones. Una matriz fina de la brecha de los volcanoclásticos Pen~as Coloradas Formación produce una edad ZFT de 5.4G0.4 Ma, y la secuencia se corta por un dique que produce una edad de AFT 3.7G1.7 Ma (Tabla 1, Figs. 2 y 3). La edad es ZFT interpretado como una edad eruptiva, que, en contraste con estudios previos, indican que el Pen~as Coloradas es la misma edad o que son anteriores a la formación del Chota. K anterior / edades Ar de w6.3 Ma (Barberi et al., 1988) de la volcánica basamento de la cuenca Chota corroborar nuestra fecha postulado

para la creación de la cuenca sedimentaria durante la última Mioceno. Tanto el contenido de minerales pesados y análisis de paleoflow abanicos aluviales de la Formación Pen~as Coloradas indican que se deriva del este (Baraga'n et al, 1996;. Abegglen, 2001; Tobler, 2001). La asociación mineral pesado es diagnóstica de una fuente de Terrane compone de mediano a de alto grado, rocas metamórficas regionales (Figura 4;. granate, epidota, Clinozoisita, zoisita, cianita) y granitoides (Zircón, turmalina, rutilo), tales como los que surgen en

el CR. El Pen~as Coloradas cabalgamientos Chota.

La formación a lo largo de una falla proximal con vergencia al oeste empinada para al este de la lahar (EGUEZ y Beate, 1992; Abegglen, 2001; Higo. 5). No hay evidencia de la mapable estratigráfica relación entre el Chota y Pen~as Coloradas Formaciones en el este, y no hay exposiciones de la Pen~as Formación Coloradas se han observado oeste del lahar (Abegglen, 2001; Tobler, 2001; Fig. 5). Sin embargo, el empuje relación, estratos radiometricamente anticuado, y la transición de las asociaciones minerales pesados obtenidos de los Pen~as Coloradas y las formaciones de Chota (figura 4;. P-45, P-27) sugieren que la Formación Pen~as Coloradas es mayor que o al menos coetánea de la parte baja de la Formación Chota. La Formación Chota fue depositado en un fluvial de ambiente lacustre. El predominio de magnesiohastingite hornblenda, hornblenda basáltica de color marrón, y clinopiroxeno de la composición diopsidic en las areniscas (Fig. 4) sugiere una región de la fuente compuesta de andesítica y rocas volcánicas basálticas. La abundancia de plegado volcánica alféizares y diques en la Formación Chota sugiere que parte de la ruina volcánica se obtuvo a partir volcánica coetánea centros. La presencia de mediano y metamórficas de alto grado minerales en los estratos inferiores de la Formación Chota (P-27; Fig. 4) corrobora la sucesión estratigráfica de la base de las pruebas radiométrica. Un total de cinco ZFT AFT y edades de camas de ceniza volcánica en el sector occidental Formación de la gama de edad entre Chota y 4.8G0.4 2.9G1.5 Ma (Tabla 1, Fig. 3), aunque la intensa deformación hace difícil organizar las muestras fechadas en Para estratigráfica correcta debido a la baja precisión de algunos datos de edad. Una edad

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de AFT 1.1G0.6 Ma (AT-13, Fig. 3), obtenido a partir de una ceniza lecho de 5-10 m por debajo del lahar, es difícil

de interpretar, pero tentativamente atribuir la ceniza a la Chota Formación (Abegglen, 2001). La Formación Santa Rosa consiste fluvial aluviales depósitos de abanicos, que se espesan hacia el oeste y desde el ProGrade oeste sobre la Formación Chota (Baraga'n et al., 1996; Tobler, 2001). Además de restos volcánicos andesíticos, la reelaboración de augita, hiperstena, y sugiere que diópsido las rocas básicas de la unidad Pallatanga en el CO contribuyeron al flujo sedimentaria (Fig. 4). La brecha Gavilanes representa una, a 500 m de espesor restos horizonte flujo masivo en el Formación Santa Rosa. La falta de estratificación interna sugiere que fue depositado a través de un único catastrófico evento, posiblemente debido a un colapso margen cuenca. El suprayacente la sección superior de la Formación Santa Rosa tiene un angular,

contacto discordante (W158) con la brecha Gavilanes (Tobler, 2001). La serie entera cuenca del Chota se deforma por plegable postdeposicional (Fig. 5). El pliegue-andthrust dominante fase de deformación se produjo en una de aproximadamente campo de compresión ONO-ESE-orientado (por ejemplo Abegglen, 2001; Tobler, 2001). diques volcánicos deformados y umbrales, observado con frecuencia en la Formación Chota, son anteriores la fase de deformación compresiva. No deformada, tobas, rocas volcanoclásticos en discordancia recubren el Chota. La formación y el rendimiento de una edad de ZFT 0.5G0.2 Ma (a las 6, Tabla 1, Fig. 3), lo que limita la edad mínima de la

evento de plegado. Baraga'n et al. (1996) inferir un NW-SEoriented, extensión syndepositional durante la deposición de la Formación Chota y un syndepositional, ONO-ESEoriented compresión durante la deposición de la Pen~as Coloradas y las formaciones de Santa Rosa. Circunstancial argumentos pueden implicar que la formación era Chota depositado en un régimen que se extiende NW-SE aproximadamente, que fue precedido (durante la deposición Pen~as Coloradas) y seguido (durante la deposición de Santa Rosa) por

WNW-ESE-orientado compresión. El flip conspicuo de sedimentos alimentación en la cuenca apoya la Baraga'n et al. (1996) interpretación, aunque se propone un estratigráfica diferente modelo.

3.2. cuenca de Quito-San Antonio-Guayllabamba

Las rocas sedimentarias del Quito, San Antonio, y cuenca del Guayllabamba en discordancia se superponen ya sea basáltica rocas del Cretácico unidad Pallatanga (CO) o rocas volcánicas del Plioceno de la parte basal Pisque Formación (Villago'mez et al., 2002). La secuencia sedimentaria más joven consiste en una pila compleja de

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depósitos volcánicos y volcanoclásticos (Alvarado, 1996; yo y Se'brier, 1996;. Lavenu et al, 1996; Villago'mez et al., 2002). edades radiométricas de los estratos son poco frecuentes, aunque las correlaciones entre los edificios volcánicos y los estratos (por ejemplo OLADE-INECEL, 1980; Barberi et al., 1988; Geotermia Italiana, de 1989; Higo. 2) sugieren la secuencia de cuenca es 6-5 Ma de edad o menos. 40Ar / 39Ar radiométrica de los análisis minerales ferromagnesian Actualmente están en curso. La formación basal Pisque (Fig. 2), que incluye el miembro de la lava basales, consta de lavas andesíticas y basálticas discordante por tobas y lahares del menor Formación Pisque (tobas de oro y Puente Viejo miembros;Villago'mez, 2003). El miembro de la lava basal ha sido correlacionada con la Casitagua, Culbiche, y Chicaloma volcanes, que producen K / Ar edades roca total de 2,25 g 0,25, 2.6G0.06, y 3.46G0.1 Ma (OLADE-INECEL, 1980; Barberi et al., 1988), que coloca el Pisque basal Formación en el Plioceno tardío. ventilador fluvial y aluvial facies prevalecen en la Formación superior Pisque. el San Miguel La formación es una secuencia volcánica, tobas ricas de hacia el este progradación deltas lacustres y depósitos, la última de las cuales fueron fuertemente deformado durante sinsedimentarios, desplazamientos por gravedad en respuesta a la carga ejercida por lahares más jóvenes depositados durante la deposición de la Formación Guayllabamba (Villago'mez, 2003). Los Guayllabamba suprayacente Formación registra un período de intensa actividad volcánica y la actividad tectónica compresiva. Al oeste y el sur, la deposición volcánica primaria (lavas, flujos piroclásticos, avalanchas) prevalecieron, mientras que en el al este, los flujos de lahar llenaron un antiguo lago que existió durante la era de San Miguel. Varios domos volcánicos y penetra los depósitos lacustres. edades radiométricas de los depósitos volcánicos, que se han correlacionado con la Guayllabamba Formación (K / Ar andesita, 1.62G0.16 Ma, OLADE-INECEL, 1980; K / Ar riolita, 0.98G0.13 Ma, Barberi et al.,1988), indican Pleistoceno extrusión edades. aluvial fanrelated conglomerados casquillo de la Formación y Guayllabamba puede correlacionarse con el crecimiento de la Caldero'n-Catequilla plegar la estructura (Villago'mez, 2003). En adición, la, revertir sistema de fallas Quito este-rayando hizo activo durante las etapas finales de la deposición del Guayllabamba Formación y separado del de San Antonio de la cuenca del Guayllabamba La Formación Chiche (Fig. 2) se depositó en la calma, bajo consumo de energía, lacustres y ambientes fluviales en el cuencas de Quito y Guayllabamba, aunque varios lahares desembocaba en el depocentros. La presencia de los dientes fósiles Glossotherium (Lavenu et al., 1996) en la parte superior de la Chiche Formación se interpreta comúnmente para indicar una media Pleistoceno (z0.5 Ma). Deformación a la compresión era

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revivió en la zona durante las fases finales de la deposición de la Formación Chiche, cuando los segmentos del sur de la sistema de fallas de Quito se convirtió en activo (Quito y Botadero de penalización). La Formación Macha'ngara recubre en el Quito área, la parte inferior de los cuales se compone de primaria rocas volcánicas y la parte superior de los depósitos, epiclásticos muestra geometrías unconformity progresivos con el Quito FALLO (Villago'mez, 2003). El coetánea Formación de Mojanda el norte se deriva de la Pleistoceno medio-tardío Mojanda complejo volcánico (0,6 Ma, K / Ar sobre roca total andesita, Barberi et al., 1988). Esta relación estratigráfica sugiere que la culpa Quito ha sido activa hasta recientemente. Generalizadas, no consolidadas, tobas, con airfall pedogenéticos intervalos distintos, constituyen la Cangahua Formación, que se superpone a discordantemente formaciones mayores. El radiocarbono, obsidiana-hidratación, y termoluminiscencia datos sugieren que la formación Cangahua Probablemente acumulado durante los últimos 100 ka (Clapperton y Vera, 1986). Estudios previos en el Quito-San Antonio-Guayllabamba cuenca han propuesto que se formó, ya sea en un E-Wor NNE-SSW-tendencia régimen extensional (por ejemplo Tibaldi y Ferrari, 1992; Ego y Se'brier, 1996). Sin embargo, el momento de la actividad falla normal se estratigraficamente pobremente controlados. observaciones estratigráficas y estructurales recientes (Villago'mez, 2003) sugieren que aproximadamente el E-Woriented extensión se produjo durante el Plioceno, como documentado por los aproximadamente N-S-llamativa, mesoescala (Métrica), fallas normales sinsedimentarias, que sólo desplazan el Pisque y San Miguel Formaciones. edad Limited determinaciones y la asignación de campos (Villago'mez, 2003) sugieren que la compresión E-W-orientado comenzó durante la deposición de la Formación Guayllabamba (w1 Ma) e inició la formación del pliegue Caldero'n-Catequilla. El campo de tensión que prevalece presumiblemente era similar a la

observado hoy en día, según lo determinado por el terremoto de poca profundidad focal. Las soluciones de la región (N988E orientación media;Ego y Se'brier, 1996). la compresión tectónica probablementedisminuido durante el depósito de la Formación Chiche, a pesar de que se reanudó a partir W0.5 Ma hasta el presente y es responsable de la actividad neotectónica a lo largo del Quito y Botadero revertir fallos (Villago'mez, 2003).

3.3. cuenca Ambato-Latacunga

Lavenu et al. (1992) reconocen cuatro Plioceno-Reciente formaciones estratigráficamente por encima de rocas volcánicas en el cuenca Ambato-Latacunga. Los estratos cuenca cuña hacia el CO en el oeste (Fig. 2), que documenta la creación del relieve positivo a lo largo del margen occidental de la cuenca. La nomenclatura local del subyacente formaciones volcánicas es algo enigmática. Sin embargo,

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cronoestratigráficas de datos y descripciones litológicas (Baldock, mil novecientos ochenta y dos; EGUEZ et al., 1992; Lavenu et al., 1992, 1995, 1996; Ego y Se'brier, 1996) implica que estas formaciones corresponder al Oligoceno-Mioceno rocas volcánicas, que son ampliamente distribuida en el arco sur del Ecuador y forearc (por ejemplo, British Geological Survey-GODIGEM, 1997; Hungerbühler et al., 2002), donde están regionalmente

se hace referencia como el grupo Saraguro. El Pisayambo y Alausı' Formaciones local (Fig. 2) son equivalentes a tiempo del Turi Formaciones y Tarqui en la zona de Cuenca al sur (Steinmann et al., 1999). Volcánica y volcanoclásticos (fluvial y lacustre) rocas de la Formación Sicalpa Overlie rocas volcánicas de las formaciones de Turi y Tarqui en el área de Latacunga. tobas ácidas intercaladas dentro de la Sicalpa de tardío rendimiento Mioceno K / Ar radiométricas edades de 3.59G0.28 y 2,65 g 0,21 Ma (Lavenu et al., 1992). El suprayacente menor Latacunga La formación tiene principalmente un origen volcánico y es compuesto por lahares, flujos de lava, brechas volcánicas, y depósitos fluviales en la parte superior. La formación superior Latacunga consiste en depósitos lacustres y fluviales (Lavenu et al., 1995). analiza la andesita de roca total y plagioclasa K / Ar cerca de la frontera entre el inferior y superior Latacunga Formation (Lavenu et al., 1992, 1995) Rendimiento edades Plioceno-Pleistoceno temprano (1,73 g, 1.85G0.19 0,35, 1.4G0.29 Ma, Fig. 2). El piroclástico no consolidado Formación chalupas se superpone a la discordancia Latacunga

Formación. Un horizonte andesíticas de la Formación Chalúpas se obtiene un conjunto de rock-K / Ar edad de 1.21G0.05 Ma (Barberi et al., 1988). La cuenca Ambato-Latacunga está obligado por empujes en el al este (fallo Pisayambo este-inmersión) y el oeste (oeste-inmersión La culpa Victoria). Ambas fallas representan un segmento o rama de los sistemas de fallas Peltetec y Pallatanga-Pujilı'-Calacalı', respectivamente. evidencias estratigráficas y sinsedimentarios

plegable revelada por el desarrollo discordancia progresiva en la Formación Latacunga sugerir que una fase significativa de la deformación a la compresión producido entre w1.85 y W1.2 Ma (Lavenu et al., 1995, 1996).

3.4. cuenca Alausı'-Riobamba

Las rocas sedimentarias de la cuenca Alausı'-Riobamba discordancia rocas superponen sótano del Pallatanga unidad y un potente secuencia del Oligoceno-Mioceno volcánica rocas, que se pueden distinguir en dos formaciones. facies volcánicas observaciones y determinaciones de edad radiométricas Del inferior de la Formación Huigra (EGUEZ et al., 1992; Higo. 2) sugieren que se correlaciona con la Saraguro grupo. Del mismo modo, las edades radiométricas (8.12G0.10, 7.10G 0,03 Ma, K / Ar andesita de roca total; Barberi et al., 1988; Lavenu et al., 1996) de la

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Formación Superior Alausı' (Fig. 2) se correlacionan estas rocas volcánicas con el Mioceno tardío Formaciones Turi y Tarqui volcanoclásticos y volcánicos (Por ejemplo Hungerbühler et al., 2002) en el sur de Ecuador forearc. Aunque no se observó el contacto físico, el lacustre Sicalpa Formación se asume para superponerse los volcánicos Alausı' en discordancia (Lavenu et al., 1992). Los sin fecha, de espesor, de abanicos aluviales y fluviales de los conglomerados la Formación Palmira recubren el Plioceno Sicalpa Formación con una discordancia angular (EGUEZ et al., 1992; Lavenu et al., 1996; Higo. 2). La presencia de estos sedimentos gruesos, que se derivan de este, indica un cambio significativo tectónicos y / o climática durante el Plioceno tardío (Lavenu et al., 1996). estos gruesa facies pueden haber sido depositados durante sinsedimentarios la deformación en los estados contiguos de Formación de Latacunga, y una régimen tectónico compresivo puede haber prevalecido durante el depósito de la Formación Palmira.

4. Discusión

La mentira de los Andes de Ecuador en la parte sur de la bloque andino del norte (Fig. 6), que está desplazando a NNE en relación con el escudo Guyana en respuesta a la subducción hacia el este de la placa de Nazca y el noroeste la deriva de la placa de América del Sur. Desplazamiento del bloque se acompaña de aproximadamente el E-Woriented manteca, cabalgamiento en el Caribe placa (Pennington, 1981; Kellogg y Bonini, 1982; Ego et al., 1996), y el desplazamiento lateral derecha, que es alojados en Ecuador y Colombia por regionalscale, fallas de salto (Toussaint y Restrepo, 1994). Los creación de y el posterior hundimiento en el Golfo de Guayaquil y áreas de antearco vecinos del este (Benı'tez, 1995;. Hungerbühler et al, 2002; Witt, 2002) era un resultado del desplazamiento de la Andino norte bloquear después de 16-15 Ma. Las relaciones geométricas y estratigráficas sugieren la punta sur del bloque andino norte ha desplazado a aproximadamente 100 km hacia el norte (pastory Moberly, 1981; Hungerbühler, 1997). Para enlazar la Pallatanga fallo en el Golfo de Guayaquil con cinemáticamente el principal límite oriental del bloque andino en el norte zona de Colombia y Venezuela (este de los Andes frente culpa; Toussaint y Restrepo, 1994; Ego et al., 1996), una bucle compresivo en todo el norte de los Andes de Ecuador cadena debe inferirse. Esta estructura tectónica no ha sido identificado, aunque probablemente incluye fragmentos de la Pallatanga-Pujilı'-Calacalı', Peltetec, y Chingual-La Sofı'a fallas, así como partes de la zona de falla frontal de los Andes en el sur de Colombia (por ejemplo Ego et al, 1996;. Fig. 6). Mioceno tardío (6-4 Ma) la actividad tectónica compresiva condujo altas tasas de exhumación en la cadena de los Andes, cerca de la culpa Chingual-La Sofia a lo largo del Ecuador y Colombia frontera (Spikings et al., 2000) (Figs. 1 y 6b). Neotectónico la actividad de la falla ha

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desplazado a más tardar Pleistoceno Holoceno flujos volcánicos y valles de los ríos en postglaciales los afluentes del El Dorado (Ferrari y Tibaldi, 1992). Además, los datos de la AFT de una banda de cizalla en la milonítica Chimbo-Toachi zona de corte (Fig. 1) sugieren alta enfriamiento y las tasas de exhumación en la unidad Macuchi desde 5 mA (Spikings et al., 2005). Del mismo modo los datos, a popa de la subandina cinturón de empuje (Fig. 1), que se encuentra entre el Cosanga y subandino fallas, registra un enfriamiento rápido y exhumación entre 6 y 2,5 Ma (Ruiz, 2002). Estos datos se correlacionan con velocidades de enfriamiento más altas y mayores profundidades de exhumación en el norte de CR (norte de 18300

S) durante el pasado 6 Ma, en relación con el sur de CR (Spikings et al., 2001).

En conjunto, esta información sugiere que la restricción curva ha estado activo desde al menos 15 Ma y que una pulso significativa de la actividad comenzó a las 6 Ma. De acuerdo con nuestros resultados, es plausible que el IAD estructura formada como resultado del desplazamiento a lo largo de la bucle compresivo desde el 6 Ma (Fig. 6). Varios finales Mioceno Pleistoceno (?) Subcuencas se conservan dentro de la alargada IAD. Sedimentación en las subcuencas comenzó durante la última Mioceno (6-5 Ma) en el norte (cuenca del Chota) y la propagación a las cuencas del sur (Fig. 2) durante el Plioceno (4-3 Ma).

El E-W-orientado, sinsedimentarios, compresivo la deformación en la cuenca Ambato-Latacunga se manifiesta por una baja amplitud con plegado interno, progresiva discordancias durante 1,85 a 1,2 Ma (Lavenu et al., 1995). La deformación fue impulsado por el contrario rayando-reversa fallas a lo largo de los márgenes de la cuenca (La Victoria y Pisayambo faltas; Higo. 1), lo que resultó en horizontal acortando a través del IAD a una tasa estimada de aproximadamente 1.4G0.3 mm / año (Lavenu et al., 1995). secuencias sedimentarias en el Quito-San Antonio- cuenca del Guayllabamba se deforma por la N-S-tendencia, rayando este-Calderón-Catequilla y Quito pliegues y la Quito y Botatero de fallas inversas (yo y Se'brier, 1996; Villago'mez, 2003). Las estimaciones provisionales indican que la fase principal de la actividad tectónica compresiva comenzó durante la deposición de la Formación Guayllabamba aproximadamente a las 1.0 Ma (yo y Se'brier, 1996; Villago'mez, 2003).

Sin embargo, los N-S-fallas normales en la sinsedimentarias Pisque Formación indican la extensión orientada-W-E (Villago'mez, 2003), que entra en conflicto con el ego y de Se'brier (1996) la reconstrucción estadística de un extensional N-S-trending régimen que han interrumpido el Pisque Formación antes del plegado. La compresión orientada a ONO-ESE ha generado ejes de pliegues de rumbo NNE-SSW y aviones de empuje en el cuenca del Chota (Fig. 5). El plegado se sella en un 0,5 Mi viejo,

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aproximadamente horizontales, rocas estratificadas volcanoclásticos (Tobler, 2001;. Winkler et al, 2002), que limitan la

edad mínima de deformación en toda la cuenca en la cuenca del Chota. Baraga'n et al. (1996) proponen una reconstrucción estructural de la secuencia cuenca del Chota utilizando los datos microtectonic método de inversión y diferenciar entre sinsedimentarios y la deformación postsedimentary. En la traducción de sus resultados al marco cronoestratigráfico revisada presentada aquí (Por ejemplo, la formación Pen~as Coloradas es considerada la más antigua la formación de la cuenca), NW-SE de ONO-ESE compresión estrés prevaleció durante toda la historia de la cuenca. Sinsedimentarias, pequeña tirón (cm a m) fallas normales eran detectado en partes locales del grano fino, de capas delgadas Formación Chota, lo que indica que la extensión era orientadas entre ONO-WSE y WSW-ENE (Abegglen, 2001; Tobler, 2001). Estos resultados son similares a los de Baraga'n et al. (1996), quienes observaron NW-SE syndepositional la extensión en la Formación Chota, y consistente con el campo de esfuerzos extensión en la dirección W-E-inferido para la Formación Pisque coetánea en el Quito-San cuenca Antonio-Guayllabamba (Villago'mez, 2003). En el Chota serie, el cambio notable en su fuente de material de una granítica de Terrane / metamórfica, que derramó en el Pen~as Formación Coloradas, en el este, a un volcánica y máfica de Terrane, que suministra la Formación Santa Rosa en el oeste-es consistente con una fase inicial de compressionrelated roca levantamiento y exhumación en bordea CR, seguido por el levantamiento en el CO. La brecha masiva Gavilanes en la Formación Santa Rosa puede representar un enorme estructural insuficiencia impulsado por un aumento excesivo de tectónica de las pistas a lo largo de el margen cuenca occidental. La formación ocupa un Chota posición de transición con respecto a la estratigrafía y Probablemente se depositó entre el aluvial prominente aficionados, que arrojan en la cuenca. El fluvial para lacustres depósitos pueden documentar un período de disminución de la compresión actividad tectónica o incluso menor extensión, lo que dio lugar a dique volcánica y emplazamiento alféizar. Varios modelos han definido un tipo único para la cuenca IAD y se interpreta el origen del IAD dentro de ese contexto. Existe un acuerdo general de que una transpresiva régimen tectónico prevaleció durante la mayor parte de la historia de la estructura IAD (por ejemplo Ego et al, 1996;. Ego y Se'brier, 1996). argumentos alternativos que pueden haberse formado como una graben extensional o en un entorno pueden ser transtensional refutada. El IAD se formó durante un período de altas tasas de exhumación largo de las cordilleras del norte de Ecuador (Spikings et al., 2000, 2001, 2005), y es poco probable que hundimiento profundo ocurriría en la cresta de la exhumación de bloques de fallas. Independientemente de la considerable

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desplazamiento hacia el norte del bloque andino norte (W100 km; Pastor y Moberly, 1981), esta distancia es no es suficiente debido a la naturaleza de tabiques cepa en transcurrent sistemas necesarios para generar cuenca pull-apart subsidencia en la escala de la DIA. Sin embargo, la presencia y la procedencia del material clástico claramente en la DIA muestra que los asentamientos diferenciales del IAD se produjo con respecto tanto a las cordilleras limítrofes. El IAD puede tener

desarrollado como una rampa de valle (Fig 7;. Willis, 1928; Cobbold et al., 1993), en la que los bloques de falla de las cordilleras limítrofes puede tener cabalgamiento del suelo de la cuenca. Mann et al. (1991) cuenta de las estructuras de la cuenca del Mioceno-Plioceno en Hispan~ola mediante la aplicación de una evolución tectónica similar a lo largo de la restricción curva entre la placas de Norteamérica y el Caribe. Lavenu et al. (1996) proponen que una de compresión (pushajuste hacia abajo) se impuso en la zona de Ambato-Latacunga, lo que corrobora una configuración de rampa completa (Cobbold et al., 1993). Estos autores suponen que tanto el este-rayandoculpa Victoria en el oeste y el Pisayambo y vergencia oesteFallo en el este (Fig. 1) solevantó los márgenes de la cuenca. En el piso del depósito de casi plano, varios anticlinales de baja amplitud y sinclinales, con tendencias aproximadamente cuenca paralelo, desarrollado en la cuenca sintectónico relleno de la serie y subyacentes

rocas volcánicas. La naturaleza de la tectónica syndepositional la actividad está documentada por discordancias progresivas. UN cálculo de modelo estima que el total de manteca entre los márgenes de la cuenca, que actualmente son 25 km Además, es 3400G800 m (Lavenu et al., 1995). No hay rocas sedimentarias se han identificado a partir de la margen oriental (CR) de la Quito-San Antonio-Guayllabamba cuenca (Villago'mez, 2003), lo que sugiere que activa fallamiento inverso estaba ausente a lo largo de este margen durante el formación de la cuenca. Sin embargo, la acumulación de 1200- 1400 m de rocas sedimentarias y volcánicas implica que una existía barrera topográfica. La falla principal que limita la cuenca fue el Pallatanga-Pujilı'-Calacalı' al oeste (fig. 1), y acortando a lo largo del margen occidental de la cuenca, lo que resultó en las fallas de Quito y Botadero y el Calderón- Catequilla veces, implica que el Pallatanga-Pujilı'-Calacalı' culpa tenía un componente inversa significativa. Este sector de la IAD por lo tanto, puede ser denominado como una cuenca media-rampa (Fig 7;.. Cobbold et al, 1993), aunque la escasez de campo observaciones nos impide negar la posibilidad de que una falla inversa rival en el Este puede haber sido activo.

La cantidad de manteca vegetal en la cuenca del Chota es probablemente la más sobresaliente en todo el IAD ecuatoriana (Fig. 4). UN predominantemente régimen de compresión ha sido confirmado por Los análisis estructurales (Baraga'n et al., 1996),

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aunque no se intenta se ha hecho para cuantificar el acortamiento. La presencia de fallas inversas en ambos márgenes de la cuenca (Pallatanga-Pujilı'- Calacalı' y Peltetec faltas; Higo. 1) se puede inferir solamente a partir de pruebas circunstanciales proporcionada por el radiometricamente estableció la sucesión estratigráfica, sedimentarias facies, y la procedencia de los granos detríticos (. Las figuras 2-4). fallamiento inverso se inició probablemente en el este y expuestas rocas metamórficas del CR, que erosionaron a producir sistemas masivos de abanicos (Pen~as Coloradas Formación) que drena hacia el oeste. En una estratigraficamente tiempo mal definidos, el margen de cuenca occidental se convirtió en el principal fuente de escombros, desprendiéndose de los abanicos aluviales y catastrófica desemboca en la cuenca (Formación Santa Rosa, incluyendo la brecha Gavilanes). Los granos detríticos básicos observado en la Formación Santa Rosa sugieren que el CO fue la exhumación, probablemente a través de la actividad a lo largo del reverso culpa Pallatanga-Pujilı'-Calacalı'. La transición de la marcha atrás fallamiento de la margen oriental de la margen occidental es

grabada por la Formación Chota fluvial y lacustre, lo que implica una reducción en la compresión regional, neto campo de esfuerzos. Pequeña escala, sinsedimentarios, fallamiento normal en lacustre del Chota formación puede ser interpretado como tensión por gravedad durante la transición de la marcha atrás

fallamiento desde el este al margen de cuenca occidental. 5. Conclusiones

La estructura IAD alargada formada en un lateral derecha transpresiva régimen tectónico durante un período de altas tasas de exhumación a lo largo de las cordilleras del norte Ecuador después de 6-5 Ma. Durante su desarrollo, varios subcuencas formados en el que cono de deyección, fluvial, lacustre facies, y productos volcánicos eran contemporáneas depositado. El marco para el cronoestratigráfico series sedimentarias de la cuenca del Chota, en combinación con el campo observaciones y datos de la Quito-San Antonio- Guayllabamba, Ambato-Latacunga y Riobamba-Alausı' cuencas, implica que la sedimentación se extendió desde el norte hasta el sur después de 6-5 Ma. compresión sinsedimentarios la deformación se documenta mediante movimientos de la falla inversa a lo largo de los márgenes de la cuenca y pliegues y fallas dentro de la

cuencas. Una rampa de acceso completa (localmente media rampa) modelo de cuenca (Fig. 7), en el cual opuestos al borde fallas inversas accionamiento diferencial levantamiento de las cordilleras que bordean la cuenca con respecto a la IAD, describe más apropiadamente la tectonosedimentary ensamblajes. Menor fallamiento normal puede ser sinsedimentarios atribuido a la extensión por gravedad en el oversteepened

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cuña orogénica durante los períodos de disminución de compresión. Los progradante de norte a sur de la compresión y la cuenca formación posiblemente se correlaciona con un desplazamiento hacia el sur de la subducting, boyante canto Carnegie (por ejemplo Spikings et al., 2001). La cuenca rampa IAD formado en la proximidad de una importante curva de restricción, que da cabida en general hacia el norte desplazamiento del bloque andino norte (Fig. 6).

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