Libro Geologia Del Ecuador por Ing. Nuñez del Arco

ING. EUGENIO NÚÑEZ DEL ARCO Ms. C.

PROFESOR DE LA FACULTAD DE INGENIERÍA EN CIENCIAS DE LA TIERRA DE LA ESCUELA SUPERIOR POLITÉCNICA DEL LITORAL

GEOLOGÍA DEL ECUADOR GUAYAQUIL - ECUADOR ENERO DE 2003

PRESENTACIÓN Una parte de este trabajo se basa en estudios que se han desarrollado en diferentes sectores del Ecuador. Representa el esfuerzo de investigadores tanto extranjeros como nacionales, que han aportado con sus conocimientos y experiencias. El texto que se presenta, cumple con el propósito de satisfacer la necesidad de tener un claro y actualizado criterio, sobre el emplazamiento del territorio ecuatoriano, dentro del contexto geológico de Sur América; su geomorfología, estratigrafía y tectónica, así como dar una visión general, de las regiones económicamente mas importantes del país, es decir su potencial geológico minero y petrolero. Estos elementos permitirán concienciar a las generaciones futuras, sobre la riqueza del Ecuador en estos recursos no renovables. La enseñanza de Geología del Ecuador para las carreras de ingeniería en geología, minas y petróleo, de la Escuela Superior Politécnica del Litoral, así como la necesidad de trasmitir la experiencia, especialmente en la geología del suroeste de la costa y de las más importantes cuencas interandinas del Ecuador, motivó al profesor, Ingeniero Eugenio Núñez del Arco, a escribir esta obra. La mayoría de la información de algunos temas, se encuentra en documentos dispersos, de difícil acceso e integración; por lo tanto, no ha sido una tarea fácil, su organización, arreglo o compilación. Los catorce capítulos que integran la obra, en su mayoría están soportados por abundante e interesante ilustración, tanto de mapas como de figuras y tablas. Un importante aporte del autor, a la comprensión de la materia, constituye la presentación de 52 láminas sobre diferentes tópicos, que se intercalan a lo largo del desarrollo del texto. La leyenda entre tribus aborígenes de la selva amazónica ecuatoriana, sobre la existencia del "escarabajo de oro", se transforma en una realidad, al presentar en una parte del texto, una lámina del insecto transformado en oro, encontrado en la zona de Guaysimi, cerca de las minas de Nambija en la cordillera Real del Ecuador. La ocurrencia de un sinnúmero de prospectos mineros tanto en la Costa como en los Andes y el Oriente, demuestran que el Ecuador tiene un importante futuro minero no solamente en la explotación aurífera sino en metales base y no metales.

ING. RICARDO GALLEGOS ORTA. M. SC. DECANO FACULTAD DE INGENIERIA EN CIENCIAS DE LA TIERRA DE LA ESPOL

OBJETIVO DE LA OBRA

ENSEÑAR A ESTUDIANTES DE CIENCIAS DE LA TIERRA, LAS PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS GEOMORFOLÓGICAS, TECTÓNICAS Y ESTRATIGRÁFICAS DEL ECUADOR, QUE EXPLICAN SU ORIGEN Y MECANISMO DE FORMACIÓN; ASÍ COMO SU POTENCIAL MINERO Y PETROLERO. SU ENTENDIMIENTO PERMITIRÁ UNA MEJOR APRECIACION DE ESTOS RECURSOS NO RENOVABLES DE CUYO APROVECHAMIENTO DEPENDERA EN UN ALTO PORCENTAJE LA FUTURA ECONOMÍA DEL PAÍS.

RESUMEN “Geología del Ecuador”, cubierto en 14 capítulos, apoyados por abundante ilustración, es un registro general, de los aspecto geomorfológicos, tectónico estructurales, estratigráficos, mineros y petroleros del territorio ecuatoriano. Los dos primeros capítulos, describen, las características geomorfológicas de las cuatro regiones en las que se divide el Ecuador, así como su mecanismo tectónico – estructural, bajo la óptica de la moderna teoría de la tectónica de las placas. El movimiento del piso oceánico del Pacífico, en el extremo norte de la denominada placa Nazca, donde se emplaza la cordillera submarina Carneigie, que se subducta bajo el margen continental de América del Sur, engendra en el territorio ecuatoriano, rasgos estructurales dominantes y eventos trascendentales, indispensables de entenderlos, para lograr satisfactorias explicaciones, en especial sobre el volcanismo, la sismisidad, la distribución de los recursos mineros y petroleros, y en general la geología del Ecuador. Un aporte muy importante, es la descripción detallada y cronológica del marco estratigráfico del país. Se inicia esta descripción a partir del capítulo 3, presentando al Precámbrico, Paleozoico, Triásico y Jurásico que ocurre especialmente en la cordillera Real y complejo metamórfico de El Oro, así como al Cretáceo, Terciario y Cuaternario de la Costa, Sierra y Oriente. El tema de la actividad volcánica cuaternaria y reciente de la sierra, que se expone en el capítulo 11, describe las estructuras volcánicas mas importantes de las cordilleras Occidental, Real y de las Islas Galápagos. Las recientes erupciones del Guagua Pichincha y Tungurahua se mencionan y se ilustran en esta sección del texto. La geología del sur oeste de la costa ecuatoriana, con la descripción del emplazamiento geoestructural de la cuenca Progreso – Santa Elena; la cuenca Progreso de la provincia del Guayas; la península de Santa Elena con su marco estratigráfico y estructural, y la geología del golfo de Guayaquil y su contexto geodinámico regional, en función de actuales conceptos, se describen en el capítulo 12, constituyendo un aporte significativo al conocimiento de esta región.

El capítulo 13 se refiere a las cuencas interandinas de mayor relevancia del Ecuador. La cuenca sedimentaria cenozoica Azuay – Cañar, la mas estudiada y de mayor emplazamiento, representa la principal depresión interandina rellena de sedimentos del Terciario Superior y rocas volcánicas cuaternarias. Al sur de la cuenca Azuay – Cañar, se encuentran las cuencas de Loja y Malacatos. Descripciones estratigráficas, estructurales y de importancia en recursos mineros, en especial no metálicos de estas regiones, así como explicaciones sobre su origen, se encuentran ampliamente expuestas en dicho capítulo. Un tema de trascendental importancia en el aspecto económico del Ecuador, es su potencial minero y petrolero. Detalladas y puntuales descripciones, se encuentran en el capítulo 14. Las principales regiones mineralizadas, tanto de metales preciosos como metales base y otros metales, se hacen referencia en esta sección, al igual que la ocurrencia de minerales no metálicos. El potencial hidrocarburífero del Ecuador, se mencionan en la sección final de la obra. Un aporte significativo, en función de su interés constituye la descripción de las reservas de petróleo del oriente y el gas natural del golfo de Guayaquil. Abundante ilustración de los variados temas que aborda el libro “Geología del Ecuador”, enriquecen ampliamente su comprensión.

I

Í N D I C E CONTENIDO ÍNDICE LISTA DE FIGURAS LISTA DE LÁMINAS LISTA DE TABLAS

PÁGINA I XI XIV XVI

CAPÍTULO N ° 1 MARCO GEOMORFOLÓGICO LA COSTA LA SIERRA EL ORIENTE LA REGIÓN INSULAR

1 1 4 4

CAPÍTULO N ° 2 MARCO TECTÓNICO MODELO DE SUBDUCCIÓN RASGOS ESTRUCTURALES DOMINANTES LA COSTA LA SIERRA LA REGIÓN ORIENTAL LA ZONA SUBANDINA LA CUENCA ORIENTAL

5 8 8 12 12 12 12

CAPITULO N ° 3 MARCO ESTRATIGRÁFICO EL PRECÁMBRICO Y PALEOZOICO PRESENTACIÓN GENERAL RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS El PRECÁMBRICO BASAMENTO METAMÓRFICO FORMACIÓN PUMBUIZA (¿Devónico?) FORMACIÓN MACUMA (Carbonífero Superior) EL PALEOZOICO DE LA CORDILLERA REAL UNIDAD ISIMANCHI (¿Carbonífero?) TERRENOS LOJA OFIOLITAS MONTE OLIVO (¿Paleozoico?) UNIDAD CHIGUINDA (Paleozoico) UNIDAD AGOYÁN(¿Paleozoico?) EL PALEOZOICO DEL COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO UNIDAD EL TIGRE(Paleozoico)

15 15 16 16 16 16 20 20 20 20 21 21 21 22 22

II UNIDAD LA VICTORIA(Paleozoico)

22

CAPITULO N ° 4 EL TRIÁSICO Y JURÁSICO TRIÁSICO Y JURÁSICO EN LA CORDILLERA REAL GRANITOS TRES LAGUNAS(Triásico Superior) UNIDAD PIUNTZA (Triásico Medio - Superior) FORMACIÓN SANTIAGO(Jurásico Inferior) FORMACIÓN CHAPIZA(Jurásico - Cretáceo Inferior) UNIDAD MISAHUALLÍ(Jurásico - Cretáceo Inferior) GRANITOIDES ZAMORA(Jurásico) PLUTÓN ROSA FLORIDA (Jurásico) GRANITO DE ABITAGUA (Jurásico) BATOLITO ZAMORA (Jurásico) OTRAS UNIDADES JURÁSICAS DE LA CORDILLERA REAL) EL TRIÁSICO Y JURÁSICO EN EL COMPLEJO METAMÓRFICO EL ORO GRANITOS MOROMORO(Triásico) UNIDAD PIEDRAS(Triásico Tardío) UNIDAD PALENQUE(Jurásico)

23 23 23 28 28 28 29 29 29 29 34 34 34 34 37

CAPITULO N ° 5 EL CRETÁCEO DE LA COSTA FORMACIÓN PIÑÓN (Albiano – Cenomaniano) FORMACIÓN CAYOS ss.(Turoniano - Coniaciano) FORMACIÓN GUAYAQUIL CHERT (Maastrichtiano)

39 42 46

CAPITULO N ° 6 EL CRETÁCEO DE LA SIERRA FORMACIÓN RASPA (¿Cretáceo?) FORMACIÓN CELICA (¿Cretáceo Superior?) GRUPO ALAMOR (Aptiano-Coniaciano) FORMACIÓN CAZADEROS (Albiano -Cenomaniano) FORMACIÓN ZAPOTILLO (¿Albiano-Maastrichtiano?) FORMACIÓN MACUCHI (Cretáceo Superior-¿Paleógeno?) MIEMBRO CHONTAL FORMACIÓN SILANTE (Cretáceo Superior-Eoceno Inferior) FORMACIÓN YUNGUILLA (¿Maastrichtiano?) MIEMBRO CAYO RUMI (¿Maastrichtiano?) MIEMBRO INGAPIRCA (¿Maastrichtiano?) MIEMBRO RÍO PLAYAS (¿Maastrichtiano?)

51 51 51 52 52 52 53 53 54 54 55 55

CAPITULO N ° 7 EL CRETÁCEO DEL ORIENTE FORMACIÓN HOLLÍN (Aptiano Medio-Albiano Medio)

57

III FORMACIÓN NAPO (Albiano Inferior-Campaniano Inferior) NAPO BASAL NAPO INFERIOR NAPO MEDIO NAPO SUPERIOR FORMACIÓN TENA(Maastrichtiano – Paleoceno)

57 59 59 59 59 59

CAPITULO N ° 8 EL TERCIARIO DE LA COSTA ROCAS IGNEAS: BASALTOS (¿Paleoceno - Mioceno?) INTRUSIVOS (Eoceno - Mioceno) GRUPO AZÚCAR (Paleoceno) FORMACIÓN ESTANCIA (Paleoceno) FORMACIÓN CHANDUY (Paleoceno-Eoceno Inferior) FORMACIÓN SAN EDUARDO (Eoceno Medio) MIEMBRO SAN EDUARDO(Eoceno Medio) MIEMBRO JAVITA (Eoceno Medio) GRUPO ANCÓN (Eoceno Medio-Superior) FORMACIÓN SOCORRO (Eoceno Medio y Superior) MIEMBRO CLAY PEBBLE BEDS ( Eoceno Medio) MIEMBRO SOCORRO(Eoceno Medio y Superior) FORMACIÓN SECA (Eoceno Superior) MIEMBRO LUTITA SECA MIEMBRO ARENISCA PUNTA ANCÓN(Eoceno Superior) FORMACIÓN SAN MATEO (Eoceno Superior) FORMACIÓN LAS DELICIAS (Oligoceno Inferior) FORMACIÓN PLAYA RICA (Oligoceno Inferior) FORMACIÓN PAMBIL (Oligoceno Medio) FORMACIÓN CHUMUNDÉ (Oligoceno Medio) FORMACIÓN VICHE (Oligoceno Medio) FORMACIÓN TOSAGUA (Mioceno Inferior - Mioceno Medio MIEMBRO ZAPOTAL (Mioceno Inferior) MIEMBRO DOS BOCAS (Mioceno Inferior) MIEMBRO VILLINGOTA (Mioceno Inferior y Medio) FORMACIÓN PROGRESO (Mioceno Medio y Superior) MIEMBRO SUBIBAJA (Mioceno Medio) MIEMBRO PROGRESO (Mioceno Medio y Superior) MIEMBRO BELLAVISTA (Mioceno Medio y Superior) GRUPO DAULE (Mioceno Medio y Superior) FORMACIÓN ANGOSTURA (Mioceno Medio) FORMACIÓN ONZOLE (Mioceno Medio) FORMACIÓN PLAYA GRANDE (Mioceno Medio) FORMACIÓN BORBÓN (Mioceno Superior a Plioceno) FORMACIÓN PUNÁ (Plioceno) FORMACIÓN BALZAR (Plioceno) FORMACIÓN JAMA (Plioceno)

61 61 61 61 64 64 64 64 64 64 64 67 67 67 67 67 67 74 74 74 74 74 74 75 75 75 75 75 75 75 79 79 79 79 79 79 79

IV

CAPITULO N ° 9 EL TERCIARIO DE LA SIERRA ESTRATIGRAFÍA GRUPO SACAPALCA (Terciario Inferior- Paleoceno) FORMACIÓN UNACOTA (Eoceno) GRUPO SARAGURO (Oligoceno-Mioceno) FORMACIÓN ALAUSÍ FORMACIÓN LOMA BLANCA FORMACIÓN SARAGURO FORMACIÓN CHINCHILLO FORMACIONES TERCIARIAS DE LAS CUENCAS INTERANDINAS DEL AUSTRO GRUPO CHOTA (¿Mioceno?) FORMACIÓN PISAYAMBO (Mioceno - Plioceno) GRUPO SICALPA (Plioceno)

81 81 82 82 82 82 82 82 82 83 83 83

CAPITULO N ° 10 EL TERCIARIO DEL ORIENTE FORMACIÓN TIYUYACU (Paleoceno-Eoceno Medio) FORMACIÓN ORTEGUAZA (Eoceno Superior – Mioceno Inferior) FORMACIÓN CHALCANA (Mioceno Medio) FORMACIÓN ARAJUNO (Mioceno Superior) MIEMBRO ARAJUNO INFERIOR MIEMBRO ARAJUNO MEDIO MIEMBRO ARAJUNO SUPERIOR FORMACIÓN CHAMBIRA (Plioceno) FORMACIÓN MESA (Plioceno - Pleistoceno)

85 85 87 87 87 87 87 87 88

CAPÍTULO N ° 11 EL CUATERNARIO EN EL ECUADOR CUATERNARIO SEDIMENTARIO DE LA COSTA FORMACIÓN CANOA (¿ Plio - Pleistoceno?) FORMACIÓN CACHABÍ (¿Plio - Pleistoceno?) FORMACIÓN TABLAZO (Pleistoceno - Holoceno) FORMACIÓN PICHILLINGUE(Pleistoceno - Holoceno) DEPÓSITOS COLUVIALES (Pleistoceno - Holoceno) DEPÓSITOS ESTUARINOS (Holoceno) DEPÓSITOS ALUVIALES (Holoceno) EL CUATERNARIO SEDIMENTARIO DE LA SIERRA EL CUATERNARIO SEDIMENTARIO DEL ORIENTE

89 89 89 89 90 90 90 90 90 90

FORMACIÓN MESA ( Plio - Pleistoceno) FORMACIÓN MERA (Cuaternario) EL CUATERNARIO VOLCÁNICO

90 91 91

V VOLCANES DE LA CORDILLERA OCCIDENTAL CHIMBORAZO QUILOTOA NINAHUILCA GUAGUA PICHINCHA PULULAHUA CUICOCHA VOLCANES DEL VALLE INTERANDINO VOLCANES DE LA CORDILLERA REAL TUNGURAHUA COTOPAXI ANTISANA VOLCANES DEL ORIENTE VOLCANES DE LAS ISLAS GALÁPAGOS VOLCANES MARINOS LEVANTADOS VOLCANES EN ESCUDO BASALTO-OLIVÍNICOS DEL SUR VOLCANES DIFERENCIADOS CENTRALES ISLAS DEL NORTE ESTRATIGRAFÍA VOLCÁNICA DE LA SIERRA GRUPO ALTAR (Plio - Pleistoceno) GRUPO LATACUNGA (Pleistoceno) FORMACIÓN TARQUI (Pleistoceno) FORMACIÓN CANGAGUA (Cuaternario) GRUPO COTOPAXI (Cuaternario)

91 92 92 92 92 92 97 97 97 98 98 98 98 100 100 100 100 100 100 100 102 102 102 102

CAPITULO N ° 12 GEOLOGÍA DEL SUROESTE DE LA COSTA ECUATORIANA ANTECEDENTES RASGOS GEOMORFOLÓGICOS Y EMPLAZAMIENTO GENERAL RASGOS TECTÓNICOS EVOLUCIÓN GEOLÓGICO - ESTRUCTURAL ESTRATIGRAFÍA Y SEDIMENTOLOGÍA DEL SUROESTE CORDILLERA CHONGÓN - COLONCHE HORT PLAYAS - SAYA CUENCA PROGRESO TECTÓNICA CONCLUSIONES GEOLOGÍA DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA MARCO ESTRATIGRÁFICO FORMACIÓN SANTA ELENA (Maastrichtiano) FORMACIÓN SAN JOSÉ(Paleoceno) FORMACIÓN ARENISCA ATLANTA U OLISTOLITO ATLANTA(Eoceno Inferior) UNIDAD PASAGE BEDS(Eoceno Inferior a Medio) GRUPO ANCÓN(Eoceno Medio-Eoceno Superior) MIEMBRO SANTO TOMÁS(Eoceno Medio) MIEMBRO CLAY PEBBLE BEDS(Eoceno Medio-Eoceno

103 103 106 106 109 109 110 110 115 117 119 119 119 122 122 122 123 123 124

VI Superior) FORMACIÓN SECA(Eoceno Superior) FORMACIÓN TABLAZO(Pleistoceno) DEPÓSITOS ALUVIALES(Holoceno) GEOLOGÍA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL INTRODUCCIÓN MARCO ESTRATIGRÁFICO EL SÓCALO(Cretáceo o Terciario Inferior a Medio) EL NEÓGENO(Mioceno, Plioceno y Pleistoceno) FORMACIÓN DOS BOCAS FORMACIÓN VILLINGOTA(Mioceno Inferior y Medio) FORMACIÓN SUBIBAJA(Mioceno Medio) FORMACIÓN PROGRESO(Mioceno Medio y Superior) FORMACIÓN PUNÁ(Plioceno-Pleistoceno Inferior) FORMACIÓN TABLAZO(Pleistoceno-Holoceno) MARCO ESTRUCTURAL ESTRUTURAS EXTENSIVAS DIAPIRISMO ARCILLOSO ESTRUCTURAS TRANSCURRENTES FALLAS DE INVERSIÓN CONTEXTO GEODINÁMICO REGIONAL EL PLIOCENO EL PLEISTOCENO INFERIOR EL PLEISTOCENO SUPERIOR

125 125 125 125 125 127 127 127 133 133 133 133 134 134 134 134 135 135 135 142 142 142 142

CAPÍTULO N ° 13 CUENCAS INTERANDINAS DEL ECUADOR GEOLOGÍA DE LA CUENCA AZUAY-CAÑAR PRESENTACIÓN Y ANTECEDENTES ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA EL JURÁSICO SERIE PAUTE EL CRETÁCEO FORMACIÓN PIÑÓN (¿Cenomaniano?) FORMACIÓN YUNGUILLA (Maestrichtiano) EL TERCIARIO FORMACIÓN BIBLIÁN (¿Oligoceno-Mioceno Inferior?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN LOYOLA (¿Mioceno Inferior?) LOCALIZACIÓN LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN AZOGUES (¿Mioceno Medio?) LITOLOGÍA EDAD

149 149 153 153 153 158 158 158 158 158 160 160 162 162 162 162 162 166 166

VII FORMACIÓN GUAPÁN (¿Mioceno Medio?) LITOLOGÍA EDAD GRUPO AYANCAY (¿Mioceno - Plioceno? FORMACIÓN MANGÁN (¿Mioceno?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN SANTA ROSA (¿Plioceno?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN TURI (¿Pleistoceno Inferior?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN TARQUI (¿Pleistoceno Superior?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN LLACAO (Holoceno) LITOLOGÍA EDAD OTRAS UNIDADES HOLOCÉNICAS ANÁLISIS SEDIMENTOLÓGICO DE LA CUENCA EVOLUCIÓN SEDIMENTARIA ANÁLISIS TECTÓNICO GEOLOGIA DE LA CUENCA DE LOJA EMPLAZAMIENTO ESTRATIGRAFÍA FORMACIÓN TRIGAL (¿Mioceno Inferior?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN BELÉN(¿Mioceno Medio?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN SAN CAYETANO(¿Mioceno Superior?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN QUILLOLLACO (¿Plioceno?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN LOJA (Holoceno) MARCO ESTRUCTURAL DE LA CUENCA DE LOJA GEOLOGÍA DE LA CUENCA DE MALACATOS ESTRATIGRAFÍA FORMACIÓN LOMA BLANCA (¿Eoceno - Oligoceno?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN ALGARRABILLO (¿Mioceno?) LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN CABALERA (¿Mioceno Medio?)

168 168 168 168 170 170 172 172 172 173 173 173 173 173 173 178 178 178 178 178 178 179 179 182 182 182 182 182 182 182 182 185 185 185 185 185 185 186 186 186 186 190 190 190 190 190 190 191 191

VIII LITOLOGÍA EDAD FORMACIÓN CERRO MANDANGO (¿Pleistoceno?) LITOLOGÍA EDAD MARCO ESTRUCTURAL DE LA CUENCA DE MALACATOS

191 191 191 191 191 192

CAPÍTULO N ° 14 EL POTENCIAL MINERO Y PETROLERO DEL ECUADOR POTENCIAL MINERO EL POTENCIAL DE METALES PRECIOSOS ORO ORO PRIMARIO EN LA CORDILLERA REAL ORO EN SULFUROS MASIVOS VULCANOGÉNICOS ORO EPITERMAL ORO PORFÍDICO ORO EN SKARNS YACIMIENTO DE NAMBIJA MINA CAMPANILLA ORO EN INTRUSIONES GRANODIORÍTICAS CUARZO AURÍFERO MESOTERMAL ORO SECUNDARIO EN LA CORDILLERA REAL DEPÓSITOS EN PALEO-PLACERES ORO PRIMARIO EN EL SUR OESTE DEL ECUADOR ORO ALUVIAL DEL SUR OESTE DEL ECUADOR EL DISTRITO AURÍFERO DE PONCE ENRÍQUEZ EL PROSPECTO AURÍFERO ESPOL(Aguas Calientes) PLATA MINAS DE PLATA, ASOCIADAS A PROCESOS EPITERMALES MINA PILZHUM(7482/97072) PROSPECTOS DE PLATA, ASOCIADOS A INTRUSIONES PORFIDICAS Y BRECHAS INTRUSIVAS OTROS PROSPECTOS DE PLATA MINERALIZACIÓN DE PLATA, RELACIONADA A SKARNS LOS METALES BASE COBRE, PLOMO Y ZINC CORDILLERA REAL SULFUROS MASIVOS MINERALIZACIÓN EPITERMAL MINERALIZACIÓN PORFÍDICA MINERALIZACIÓN DE COBRE, PLOMO Y ZINC RELACIONADA A SKARNS MINERALIZACIÓN DE COBRE, PLOMO Y ZINC RELACIONADA A INTRUSIONES GRANODIORÍTICAS COBRE, PLOMO Y ZINC, RELACIONADO A VETAS DE CUARZO MESOTERMAL COBRE, PLOMO Y ZINC, EN SEDIMENTOS

193 194 194 194 198 198 199 199 199 200 200 200 200 200 203 203 203 205 211 211 211 211 213 213 213 213 213 213 213 214 214 215 215

IX COBRE, PLOMO Y ZINC EN LA CORDILLERA OCCIDENTAL SULFUROS MASIVOS EN ROCAS VOLCÁNICAS PÓRFIDOS Y SISTEMAS EPI-MESOTERMALES RELACIONADOS CON INTRUSIONES CHIMENEAS DE BRECHAS MESOTERMALES OTRAS OCURRENCIAS METÁLICAS ALUMINIO(Al) ANTIMONIO(Sb) ARSÉNICO(As) BISMUTO(Bi) CADMIO(Cd) COBALTO(Co) CROMO(Cr) ESTAÑO(Sn) HIERRO(Fe) MERCURIO(Hg) NIQUEL(Ni) PLATINO (Pt) TELURO (Te) TITANIO (Ti) VANADIO (V) MINERALES NO METÁLICOS INDUSTRIALES ROCAS CARBONATADAS LUGARES DE OCURRENCIA CALIZAS SEDIMENTARIAS CALIZAS Y ONIX DE AGUAS TERMALES CALIZAS METAMÓRFICAS(MÁRMOLES) ROCAS FOSFATADAS SÍLICE Y MINERALES DE CUARZO LUGARES DE OCURRENCIA FELDESPATO ASBESTO ARCILLAS, CAOLINES Y TALCO LUGARES DE OCURRENCIA CAOLÍN BENTONITA Pirofilita ESTEATITA YESO LUGARES DE OCURRENCIA CARBÓN LUGARES DE OCURRENCIA DIATOMITAS LUGARES DE OCURRENCIA GRAFITO LUGARES DE OCURRENCIA BARIO PIEDRAS PRECIOSAS Y OTRAS GEMAS

215 219 219 222 222 222 222 224 224 224 224 224 225 225 225 225 225 226 226 226 226 226 226 226 226 228 228 228 228 229 229 229 229 229 230 231 231 231 231 232 232 233 233 233 234 234

X RUTILO ZOICITA LAZULITA TOPACIO TURMALINA ESMERALDAS GRANATES POTENCIAL HIDROCARBURÍFERO DEL ECUADOR

234 234 234 235 235 235 235 235

PETRÓLEO PETRÓLEO EN LA PENÍSULA DE SANTA ELENA RESERVAS EXPLORATORIAS PRONÓSTICO DE PRODUCCIÓN MENSUAL CAMPOS DE LA CUENCA ORIENTAL RENDIMIENTO Y CALIDAD DE PETRÓLEO RESERVAS GAS NATURAL EL GOLFO DE GUAYAQUIL GAS NATURAL POR EXPLOTACIÓN DE PETRÓLEO ASFALTO NATURAL LAS ARENAS BITUMINOSAS DEL CAMPO PUNGARAYACU LA "TIERRA BREA" DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA RESERVAS CAMPO SANTA PAULA CAMPO PETRÓPOLIS OTRAS EXUDACIONES DE HIDROCARBUROS BIBLIOGRAFÍA CURRÍCULUM VITAE DEL AUTOR

236 236 236 237 237 237 237 240 240 240 240 240 243 243 243 243 246 249 253

XI

LISTA DE FIGURAS FIGURA 1.1. 1.2. 2.1. 2.2. 2.3. 2.4. 2.5.

MARCO GEOMORFOLÓGICO DEL ECUADOR EL ARCHIPIÉLAGO DE GALÁPAGOS MECANISMO DE SUBDUCCIÓN EN EL ECUADOR MODELO TECTÓNICO DEL ECUADOR PUNTO DE TRIPLE UNIÓN GALÁPAGOS GORE

RASGOS ESTRUCTURALES DOMINANTES DEL ECUADOR 2.6. ZONA SUBANDINA Y CUENCA ORIENTAL 3.1. ROCAS PRECÁMBRICAS Y PALEOZOICAS DE LA CORDILLERA REAL Y DEL COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO 4.1. EL JURÁSICO DEL ECUADOR 4.2(a). COLUMNA ESTRATIGRÁFICA (Cetáceo – Cuaternario) DEL SUR DE LA CORDILLERA REAL 4.2(b). COLUMNA ESTRATIGRÁFICA(Precámbrico – Jurásico) DEL SUR DE LA CORDILLERA REAL 4.2(c). COLUMNA ESTRATIGRÁFICA (Paleozoico – Cuaternario) DEL NORTE DE LA CORDILLERA REAL 4.3(a). PLUTÓN ROSA FLORIDA 4.3(b). GRANITO DE ABITAGUA 4.3(c). GRANITO TRES LAGUNAS 4.4. BATOLITO ZAMORA(JURÁSICO) 4.5. MAPA GEOLÓGICO Y SECCIÓN ESTRUCTURAL A-B DE LA REGIÓN CERRO HERMOSO DE LOS LLANGANATES 4.6. COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO 7.1. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL JURÁSICO Y CRETÁCEO DEL ORIENTE ECUATORIANO 10.1. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL TERCIARIO DEL ORIENTE ECUATORIANO 11.1. ACTIVIDAD VOLCÁNICA CUATERNARIA Y RECIENTE EN LA SIERRA ECUATORIANA 11.2. UBICACIÓN DE LOS PRICIPALES CENTROS VOLCÁNICOS ACTIVOS DEL NORTE DE LA SIERRA ECUATORIANA 12.1. CUENCA PROGRESO - SANTA ELENA 12.2. LA CUENCA PROGRESO DE LA PROVINCIA DEL GUAYAS 12.3.. RELACIONES ESTRATIGRAFICAS DEL GRUPO ANCON 12.4. CUENCA PROGRESO DE LA PROVINCIA DEL GUAYAS 12.5. DISEÑO ESTRUCTURAL DEL GOLFO DE GUAYAQUIL 12.6. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL 12.7. MAPA DE UBICACIÓN DE LINEAS SÍSMICAS EN EL GOLFO DE GUAYAQUIL

PAGINA 2 3 6 7 9 10 11 13 19 24 25 26 27 30 31 32 33 35 36 58 86 93 94 104 105 108 118 126 128 129

XII 12.8. MAPA DE UBICACIÓN DE PERFORACIONES DE EXPLORACIÓN REALIZADAS EN EL GOLFO DE GUAYAQUIL 12.9. ANÁLISIS SECUENCIAL Y EVOLUCIÓN PALEOBATIMÉTRICA REALIZADO AL POZO GOLFO DE GUAYAQUIL 1 2.10. ANÁLISIS SECUENCIAL Y EVOLUCIÓN PALEOBATIMÉTRICA REALIZADO AL POZO AMISTAD SUR 1. 12.11. ANTICLINAL DE COMPENSACIÓN O ROLL OVER GENERADO POR FALLAS DE CRECIMIENTO 12.12. ANTICLINALES GRAVITACIONALES 12.13. TÍPICAS ESTRUCTURAS DIAPÍRICAS 12. 14. DIAPIROS DE ARCXILLA 12.15. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES EN UN SISTEMA TRANSCURRENTE 12.16. TRANSFORMACIÓN DE FALLAS NORMALES EN FALLAS INVERSAS 12.17. EL GOLFO DE GUAYAQUIL DURANTE EL PLIOCENO SUPERIOR 12.18. EL GOLFO DE GUAYAQUIL DURANTE EL PLEISTOCENO INFERIOR 12.19. EMPLAZAMIENTO ESTRUCTURAL ACTUAL DEL GOLFO DE GUAYAQUIL 12.20. ACTIVIDAD TRANSTENSIVA EN TIEMPOS ACTUALES 13.1. MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA INTERANDINA AZUAY-CANAR 13.2. INTERPRETACIÓN ESTRATIGRÁFICA DE LA CUENCA SEDIMENTARIA AZUAY - CAÑAR 13.3. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LA CUENCA AZUAYCAÑAR 13.4. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LOS SEDIMENTOS TERCIARIOS DE LA CUENCA DE CUENCA 13.5. MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA SEDIMENTARIA INTERANDINA DE LOJA 13.6. CORTE ESTRUCTURAL E - W, DE LA CUENCA SEDIMENTARIA INTERANDINA DE LOJA 13.7. MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA SEDIMENTARIA DE Malacatos 13.8. CORRELACIÓN LITOESTRATIGRÁFICA DE LAS PRINCIPALES CUENCAS SEDIMENTARIAS INTERANDINAS DEL ECUADOR 14.1. PÓRFIDOS DE COBRE EN EL NOROCCIDENTE DE SUR AMÉRICA 14.2. PRODUCCIÓN APROXIMADA DE ORO EN EL ECUADOR (TONELADAS) DURANTE 1990 14.3. ACTIVIDADES MINERAS EN EL COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO 14.4. UBICACIÓN Y ACCESO DEL PROSPECTO AURÍFERO ESPOL 14.5. UBICACIÓN DE LAS PRINCIPALES VETAS AURÍFERAS DEL PROSPECTO ESPOL 14.6. ISOCONCENTRACIONES AURÍFERAS EN ROCA DURA

130 131 132 136 137 138 139 140 141 143 144 145 146 152 154 156 180 183 187 188 189 195 196 206 207 208 210

XIII EN EL PROSPERCTO ESPOL 14.7. MAPA METALOGÉNICO DEL ECUADOR 14.8. PROYECTO BOLÍVAR 14.9. DISTRITOS MINEROS PRINCIPALES DEL ECUADOR 14.10. EL DISTRITO AZUAY DEL SUR DEL ECUADOR 14.11. PERFIL DE PRODUCCIÓN DEL CAMPO AMISTAD DEL GOLFO DE GUAYAQUIL 14.12. EXUDACIONES DE PETRÓLEO "TIERRA BREA" EN LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA

217 218 220 221 241 244

XIV

LISTA DE LÁMINAS 1. FORMACIÓN PIÑÓN 2. FORMACIÓN CAYO, MIEMBRO CAYO SS(TuronianoConiaciano) 3. FORMACIÓN CAYO, MANABÍ (Turoniano-Coniaciano) 4. MIEMBRO CALENTURA DE LA FORMACIÓN CAYO 5. FORMACIÓN GUAYAQUIL CHERT(Maastrichtiano) 6. FORMACIÓN GUAYAQUIL CHERT 7. VOLCANISMO TERCIARIO DE LA COSTA 8. FORMACIÓN ESTANCIA(Paleoceno) 9. GRUPO AZÚCAR, FORMACIÓN CHANDUY 10. FORMACIÓN SAN EDUARDO(Eoceno Medio) 11. CONTACTO FALLADO DEL GRUPO ANCÓN: MIEMBRO SOCORRO CLAY PEBBLE BEDS 12. MIEMBRO SOCORRO DEL GRUPO ANCÓN 13. DISCONFORMIDAD MIEMBRO SOCORRO-MIEMBRO LUTITAS SECA 14. DISCONFORMIDAD LUTITAS SECA-ARENISCA PUNTA ANCÓN 15. FORMACIÓN SAN MATEO INFERIOR 16. FORMACIÓN SAN MATEO SUPERIOR 17. MIEMBRO ZAPOTAL DE LA FORMACIÓN TOSAGUA 18. MIEMBRO DOS BOCAS DE LA FORMACIÓN TOSAGUA 19. MIMBRO VILLINGOTA DE LA FORMACIÓN TOSAGUA 20. VOLCAN ACTIVO GUAGUA PICHINCHA 21. CALDERA DEL VOLCÁN GUAGUA PICHINCHA 22. VOLCÁN TUNGURAGUA (5.023 metros) 23. ACTIVIDAD MAGMÁTICA SUBMARINA TIPO "PUNTO CALIENTE” 24. CONTACTO LITOTECTÓNICO ESTANCIA-CHANDUY 25. CONTACTO TRANSICIONAL ESTANCIA-CHANDUY 26. FORMACIÓN CHANDUY (Paleoceno) 27. GRUPO ANCÓN INFERIOR(Eoceno Medio) DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA 28. BLOQUE EXÓTICO DENTRO DEL GRUPO AZÚCAR 29. BLOQUE AISLADO DE LA FORMACIÓN SAN JOSÉ 30. VISTA PARCIAL DE LA CUENCA SEDIMENTARIA AZUAYCAÑAR 31. DISCORDANCIA ANGULAR CRETÁCEO-TERCIARIO 32. METAVOLCÁNICOS SAN FRANCISCO(Jurásico o Terciario Inferior) 33. AFLORAMIENTO DE LA FORMACIÓN YUNGUILLA (Maastrichtiano) 34. FORMACIÓN BIBLIÁN (Oligoceno-Mioceno Inferior) 35. VISTA HACIA EL SUR DEL ANTICLINAL SIMÉTRICO DE BIBLIÁN

41 43 44 45 47 48 62 63 65 66 68 69 70 71 72 73 76 77 78 95 96 99 101 111 112 113 121 123 124 150 155 157 159 161 163

XV 36. VISTA NORTE DEL ANTICLINAL SIMÉTRICO DE BIBLIÁN 37. VISTA NORTE DEL PLEGAMIENTO ANTICLINAL APRETADO Y FALLADO DE LA FORMACIÓN LOYOLA 38. FORMACIÓN AZOGUES EN EL FLANCO OCCIDENTAL DEL SINCLINAL DE UCUBAMBA 39. FORMACIÓN GUAPÁN 40. FORMACIÓN MANGÁN (Mioceno Superior- Plioceno) 41. CERRO COJITAMBO VISTO HACIA EL OESTE 42. SINCLINAL VOLTEADO AL OESTE DE CERRO COJITAMBO 43. DISCORDANCIA ANGULAR TURI(Pleistoceno Inferior)-MANGÁN (Mioceno Superior-Plioceno) 44. AGLOMERADO RIOLÍTICO DE LA FORMACIÓN TARQUI (Pleistoceno) 45. ONDULITAS DE CORRIENTE DE LA FORMACIÓN AZOGUES(Mioceno Medio) 46. FLUTE CASTS EN LA FORMACIÓN CUSHUMAUTE (Mioceno Medio y Superior) 47. ESCARABAJO DE ORO DE GUAYSIMI ALTO 48. MINA DE PLATA PILZHUM 49. DEPÓSITO DE CAOLÍN SHIÑA ABUGA 50. DEPÓSITO DE TRAVERTINO DE GUAPÁN 51."TIERRA BREA" DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA 52 EXUDACIONES SUPERFICIALES DE BITUMEN

164 165 167 169 171 174 175 176 177 181 184 201 212 223 227 245 247

XVI

LISTA DE TABLAS 3.1. RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS DE LA COSTA, SIERRA Y ORIENTE DEL ECUADOR 3.2. CUADRO COMPARATIVO DE LAS UNIDADES GEOLÓGICAS TRADICIONALES CON LAS ESTUDIADAS POR EL BGS. 5.1. ESTRATIGRAFÍA DE LA COSTA: CUENCA PROGRESO Y MANABÍ 12.1. RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS ENTRE FORMACIONES DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA Y CUENCA PROGRESO 14.1. EVOLUCIÓN DE LA PRODUCCIÓN MINERA NACIONAL(1991-1999) 14.2. POTENCIAL GEOLÓGICO PARA ORO EN LA MINA Nambija 14.3. PRINCIPALES RÍOS AURÍFEROS DEL ECUADOR 14.4. VARIACIÓN DE TENORES AURÍFEROS EN EL PROSPECTO ESPOL 14.5. RENDIMIENTO DIARIO DE LOS CAMPOS DE LA CUENCA ORIENTAL DURANTE EL AÑO 2.000 14.6. ESTIMACIÓN DE RESERVAS DE LOS CAMPOS PETROLÍFEROS DE LA CUENCA ORIENTAL AL 31/12/00 14.7. PRODUCCIÓN DE GAS NATURAL POR COMPAÑÍAS(1972-1999)

17 18 40 120 197 202 204 209 238 239 242

XVII

MARCO GEOMORFOLÓGICO

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CAPÍTULO

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MARCO GEOMORFOLÓGICO La República del Ecuador, situada en el borde nor occidental de Sur América, se encuentra limitada al norte y sur por Colombia y Perú, respectivamente. Los Andes, cadena orogénica dominante en el territorio ecuatoriano, se emplaza en sentido norte-sur, dividiendo la parte continental del país en tres regiones completamente diferentes: el Oriente o región selvática del este, que constituye parte de la cuenca amazónica superior, de alturas que van desde los 200 hasta los 800 metros sobre el nivel del mar, y mas de 2,000 metros, en la zona subandina. La Sierra, dividida en cordillera Occidental y Real, con alturas que van de los 2.500 a 2.800 metros, en el denominado callejón interandino, hasta regiones de altas montañas con picos entre los 5.500 a 6.310 metros (Chimborazo). La Planicie Costera o Costa, al oeste del territorio, constituye una amplia región baja, limitada por el océano Pacífico, en donde se encuentran las cuencas del Guayas, Progreso, Manabí, Borbón y la Península de Santa Elena. Varias cordilleras de baja altura, se hacen presentes en esta planicie (Fig. 1.1). Una cuarta y separada región del Ecuador, situada a 972 kilómetros, al oeste del continente, constituye la Región Insular o Archipiélago de Galápagos, integrada por 13 islas, 17 islotes y 47 rocas de diferente tamaño(Fig. 1.2). Bajo el punto de vista geomorfológico, las tres regiones distintas en las que se divide el territorio ecuatoriano obedecen a las siguientes condiciones geológicas: LA COSTA Ubicada al occidente, representa el arco frontal de un mecanismo de subducción, en el que se insertan algunas cuencas sedimentarias como la cuenca de Borbón, en el norte de Manabí y del Guayas, en la zona central y la cuenca Progreso y golfo de Guayaquil, en la región sur. Este sector se caracteriza por extensas llanuras bajas, cubiertas por sedimentos terciarios y cuaternarios, cruzada por cordilleras de baja altura(200 a 600 metros), como los cerros de Masvale, Taura y Boliche al sur, Chongón-Colonche, en el centro y Jama y Cuaque, al norte. LA SIERRA Constituida por los Andes, forma la columna vertebral del Ecuador que se emplaza a lo largo de todo el país, en sentido NNE-SSW, con un ancho aproximado de 100 kilómetros y alturas que llegan sobre los 6.000 metros, en el sector norte y central, y hasta 4.500 metros,


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FIG. 1.1 MARCO GEOMORFOLÓGICO DEL ECUADOR. Con sus cinco regiones: La Planicie Costera o Costa, la Sierra con sus dos cordilleras: Occidental y Real, el Valle Interandino, la Zona Sub Andina y la Cuenca Amazónica (según J. W. Baldock, 1982).

FIG. 1.2 EL ARCHIPIÉLAGO DE GALÁPAGOS: Volcanes submarinos, originados por actividad magmática en el punto de unión de las cordilleras submarinas Carneigie y Cocos. (Elaborado por IGM, 1999)


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al sur. Dos cadenas montañosas: la cordillera Occidental y la Central o Real, así como una región intermedia deprimida, el Valle o Callejón Interandino, dividido por umbrales montañosos transversales, caracteriza el emplazamiento geomorfológico de la sierra. El callejón interandino así constituido, dio lugar a la formación de valles o cuencas intramontanas de alturas entre los 2.500 y 3.000 metros sobren el nivel del mar, en donde se emplazan los centros poblados mas importantes de la sierra ecuatoriana. Estas cuencas interandinas, se encuentran rellenas, en su gran parte, de depósitos sedimentarios de origen continental, así como materiales volcánicos cenozoicos. Sedimentos marinos cretáceos tipo flysch, se hacen presentes en algunas cuencas interandinas. Estas características geomorfológicas se observan tanto en la región norte como central de la sierra ecuatoriana, en donde un grueso paquete de materiales volcánicos cuaternarios, cubre extensas áreas. Al sur, este panorama se hace mas evidente, presentándose cuencas como las antes citadas, en las regiones de Azuay-Cañar, Nabón, Loja y Malacatos. EL ORIENTE Constituye la zona ubicada al este de los Andes. Esta formada por dos regiones distintas: una, la Cuenca Amazónica Superior o Cuenca Oriental, que constituye la Cuenca de Napo y la Plataforma de Tiputini, al norte y la Cuenca de Pastaza, al sur (Fig. 1.1). Se caracteriza por ser una extensa área semi accidentada, de alturas que van desde los 800 a los 200 metros sobre el nivel del mar, cubierta de jungla. Esta región, constituida por mesetas y terrazas interrumpidas, se encuentra cubierta por sedimentos terciarios sub - horizontales. La otra región, se la conoce como "Zona Subandina", que comprende las estribaciones orientales de la cordillera

Real, con alturas hasta los 2.000 metros. Se caracteriza por empinadas montañas de espesa vegetación y difícil acceso. La zona subandina, lo constituye el levantamiento Napo, la cordillera de Lumbaquí y Galeras, al norte y las cordilleras de Cutucú y El Cóndor, al sur, en los que sedimentos mesozoicos cabalgados y plegados se hallan expuestos. LA REGIÓN INSULAR Edificada sobre el punto de unión de la cordillera Carnegie con la cordillera Cocos, constituye la plataforma Galápagos. Se trata de islas volcánicas originadas por actividad magmática en zona tectónicamente activa (Fig. 1.2).

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MARCO TECTÓNICO

CAPITULO

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MARCO TECTÓNICO Estudios recientes sobre la geología del Ecuador, han enfocado las características estructurales dominantes en el país, bajo la óptica de la tectónica de placas; por lo tanto, su atención se ha trasladado hacia el fondo del océano Pacífico, frente a las costas ecuatorianas, en donde la morfología está siendo cuidadosamente reconstruida, a través de métodos paleo-magnéticos, gravimétricos y batimétricos. El marco geotectónico del Ecuador, está controlado por un mecanismo de subducción de placa oceánica, bajo litosfera continental. Se trata de la placa Nazca, que se desplaza en sentido oeste-este, colisionando el continente Sur Americano. Este movimiento ha tenido lugar desde hace aproximadamente 70 Ma. En la actualidad, la placa Nazca se desplaza a una velocidad anual aproximada de 5 centímetros, ortogonalmente frente al Ecuador y 8 centímetros, diagonalmente frente a Colombia. Este movimiento está de alguna manera influenciado por la cercanía de la placa de Cocos, la zona de expansión de las Galápagos, y el aporte friccionante, inducido por el hundimiento de la cordillera submarina “Carneigie” (Fig. 2.1). MODELO DE SUBDUCCION La colisión de las placas antes citadas y con ello, la generación de múltiples esfuerzos, tanto compresionales como tensionales, resultado del mecanismo de subducción, es la causa de la edificación de la cordillera de los Andes, con sus componentes de fallamientos de tipo normal, inverso, de desplazamiento de rumbo, sismicidad y volcanismo (Fig. 2.2) Al mismo tiempo, la fricción y los procesos termodinámicos en el área de contacto entre las dos placas, y en especial en los segmentos más profundos de la placa descendente, son los generadores de una intensa actividad sísmica y de generación de magmas, que posteriormente formarán cuerpos plutónicos, edificios volcánicos o reactivación de estos. La morfología de las placas, característico de zonas de convergencia, está modificada desde el golfo de Guayaquil hasta la cuenca de Panamá, lo que origina que el movimiento de subducción frente al Ecuador no sea tan evidente, como lo es al sur frente a Perú y Chile. Este cambio morfológico se debe a la presencia de un punto caliente (hot spot), ubicado al oeste de las islas Galápagos (Coordenadas: 102° W / 2.4 ° N ). Se trata del punto donde las placas litosféricas Pacífico, Cocos y Carneigie, (Galápagos Triple Junctión), se une (Fig. 2.3). Su movimiento es divergente, a velocidad promedio de 71 mm / año (Hey, R., et al, 1977), lo que dá origen, a una plataforma alzada, del piso oceánico, de forma triangular, de unos

FIG. 2.1 MECANISMO DE SUBDUCCIÓN EN EL ECUADOR: La cordillera submarina Carneigie, que representa el extremo norte de la placa Nazca, es obligada a introducirse bajo la litosfera continental ecuatoriana(según BGS, 1994).

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FIG. 2.2 MODELO TECTÓNICO DEL ECUADOR: La subducción del piso oceánico dio origen a la edificación de los Andes, los múltiples fallamientos que originaron las cuencas estructurales de ante arco, las cordilleras, el tras arco, la sismicidad y el volcanismo (según P. Lonsdale, 1978).

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2.000 metros de altura sobre el nivel del fondo oceánico, conocida como el "Galápagos Gore"(Fig. 2.4). Las cordilleras submarinas de rumbos divergentes, conocidas como Carneigie Ridge y Cocos Ridge, emplazadas sobre la plataforma asísmica Galápagos, se han desarrollado por la presencia de un activo punto caliente (hot spot) que actualmente constituye la porción emergida de la unión de estas cordilleras representado por las islas Galápagos; siendo las islas Fernandina e Isabela el centro de emanación directa de dicho punto caliente, ubicado a 91° 15´ W /0° 30´ S. La subducción del piso oceánico con su dorsal Carneigie, bajo la corteza continental ecuatoriana, ha reducido la profundidad de la fosa Ecuador, ubicada a 40 kilómetros al oeste de la línea costera, a un mínimo de 2.920 metros. Esta trinchera oceánica, frente al Ecuador, marca una dirección dominante norte-sur, hasta el golfo de Guayaquil; y luego norte noreste - sur suroeste, paralelo al continente (Lonsdale, P., 1978). El movimiento compresivo del piso oceánico, de dirección oeste - este, contra el piso continental ecuatoriano, que produce fricción entre las dos placas, ha generado los siguientes efectos dominantes ( Egüez. A., 1991. Mapa Sismo tectónico del Ecuador): a) Subducción de placa oceánica, incluyendo la cordillera Carneigie, bajo el continente suramericano. b) Hipocentros profundos mayores a los 150 kilómetros. c) Levantamiento continental. d) Deformaciones de grandes masas de rocas (fallas y pliegues) que han originado potenciales trampas hidrocarburíferas. e) Volcanes y formas asociadas que han originado potenciales áreas mineras. f)

Fallas geológicas regionales y locales dominantes, generadoras de potenciales fuentes de actividad sísmica.

RASGO ESTRUCTURALES DOMINANTES A consecuencia del mecanismo tectónico, el Ecuador se ha dividido sustancialmente en tres regiones, dispuestas según una dirección aproximada N 30º E, que presenta rasgos estructurales diferentes: la Costa, la Sierra y el Oriente (Fig.2.5). LA COSTA: Constituida por terrenos oceánicos, está limitada al oeste por la fosa oceánica y al este, por la falla Guayaquil - Babahoyo - Santo Domingo- Toisán -Jijón- Maldonado. En la zona central y nor occidental de la costa, existen rasgos estructurales de orientación aproximada N 25; y en su interior, se encuentran lineamientos tectónicos, con direcciones predominantes N 30; destacándose la falla geológica activa Jama - Quinindé. En la parte meridional de la costa, se emplaza la cuenca sedimentaria Progreso, en la que se observa entre otros, lineamientos tectónico compresivos, con una orientación ortogonal, a la dirección preferencial antes indicada. Estos lineamientos, podrían estar relacionados con la presencia de una componente compresiva de dirección N 30, evidenciada por una transcurrencia dextral, a lo largo de la falla principal Guayaquil - Dolores.

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FIG. 2.3 “PUNTO DE TRIPLE UNIÓN” (Placas: Pacífico, Cocos y Nazca). Se encuentra ubicado al oeste de las Islas Galápagos. En este punto (“Hot Spot”), el movimiento de las placas es divergente y origina una región o plataforma marina elevada de forma triangular, conocida como “GALÁPAGOS GORE” (según Hey R, 1977).

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FIG. 2.4 GALÁPAGOS GORE: Originado por la triple unión de las placas Pacifico, Cocos y Nazca que tienen movimientos divergentes. Las cordilleras submarinas Carneigie y Cocos, se encuentran emplazadas en la plataforma elevada triangular. Obsérvese, el punto de unión de las dos cordilleras constituye el “Archipiélago de Galápagos”(según Holden & Diez, 1972).

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FIG. 2.5 RASGOS ESTRUCTURALES DOMINANTES DEL ECUADOR: Obsérvese las cinco regiones tectónicas dominantes de dirección N 30 E: La Costa (corteza oceánica), La Sierra, constituida por los Andes (corteza continental), el Callejón Interandino (corteza continental), la Zona Subandina (corteza continental) y el Oriente (corteza continental) (según J. W. Baldock,1982).

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LA SIERRA: Limitada, en su margen occidental, por la falla Guayaquil - Dolores y, en su margen oriental, por las fallas Girón - Cuenca y un lineamiento de dirección aproximada N 35, que coincide parcialmente con el frente de cabalgamiento subandino y las fallas transcurrentes dextrales asociadas, que constituyen el límite del bloque continental propuesto por Penington (1981). En este sector, se han formado fallas geológicas subrectilíneas y subparalelas, orientadas según la dirección preferencial característica del área. Actúan principalmente como fallas compresionales, que han desarrollado parcialmente una componente transcurrente dextral, resultante de la descomposición del empuje principal orientado en sentido este - nordeste. Las deformaciones distensivas, se habrían producido en un régimen de transtensión activo, durante los últimos 10.000 años. (INECEL, Proy. Coca, 1992). Esta interpretación, coincide con el esquema tectónico propuesto por Lavenú, (Lavenú, A. et al. ,1995) para la Depresión Interandina, en el que se plantea estructuras de tipo compresivo (fallas inversas) desplazándose a una velocidad promedio de 1.4± 0.3 mm /año. Estos nuevos resultados de investigaciones (Dpto. de Geología E.P.N.), se contraponen a los esquemas tectónicos usados anteriormente, en los que se suponían estructuras de carácter fundamentalmente distensivo, que habrían favorecido el hundimiento de la depresión interandina. La parte meridional de esta segunda región, está limitada por dos lineamientos de tipo subvertical: Puná/Pallatanga/Riobamba y Jambelí/Naranjal), que tienen orientación N 45. Esta orientación anómala para esta región, surge en la prolongación de dos lineamientos tectónicos existentes en la placa de Nazca, al oeste de la “Fosa Oceánica Ecuador", y representa el límite austral del «Galápagos Gore» (zona de fractura Grijalva). A lo largo de estos lineamientos, se producen movimientos diferenciales dextrales, que probablemente se prolongan en el continente, formando las indicadas fallas. (INECEL, Proy. Coca, 1992). LA REGIÓN ORIENTAL: Corresponde a la tercera zona estructural. Está ubicada al oriente del denominado "Cabalgamiento o Falla Inversa Andina" (Fig. 2.6), que pasa por las localidades de Mera, Baeza, El Chaco, y continúa hacia el NNE, hasta llegar al oeste del volcán Reventador. Se distinguen dos áreas en la región oriental: La Zona Subandina y la Cuenca Oriental. LA ZONA SUBANDINA: Limitada por el Cabalgamiento o Falla Inversa Andina, en el oeste y el Frente de Cabalgamiento Subandino, al este, que constituyen fallas inversas profundas (más de 10 Kilómetros, según datos de perforaciones petrolíferas), así como estructuras superficiales plegadas, anticlinales y sinclinales, morfológicamente conocida como "Cordillera Oriental", que se dispone casi perpendicular a la dirección del máximo empuje (oeste suroeste - este nordeste), producto de la convergencia entre la placa oceánica y la continental, siendo el Levantamiento Napo, la Depresión Pastaza, el Levantamiento Cutucú y la Cordillera del Cóndor, los rasgos predominantes que caracterizan a esta zona. LA CUENCA ORIENTAL: La Cuenca Oriental u Oriente propiamente dicho, se caracteriza por una amplia depresión estructural, en la que se acumulan sedimentos terciarios. El eje de la cuenca está alineado en sentido norte- sur, pasando por la región Napo y Pastaza.

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FIG. 2.6 ZONA SUBANDINA Y CUENCA ORIENTAL Limitada al oeste por el Cabalgamiento Andino, y al este por la falla inversa Cutucú –Galeras, que fija el límite de la cuenca Oriental u Oriente, cubierta por sedimentos terciarios (modificado por Rivadeneira & Ramírez, 1985). Tomado de la tesis “Corte geológico de las formaciones cretácicos-terciarios en el frente de cabalgamiento andino en Morona y Santiago “ 1998, por Morán Coello Honorio y Moyano Bohórquez Fernando ESPOL Guayaquil-Ecuador.

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CAPÍTULO

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MARCO ESTRATIGRÁFICO EL PRECÁMBRICO Y PALEOZOICO PRESENTACIÓN GENERAL El borde occidental de Sur América, está sometido a una subducción activa de placa oceánica, que se desplaza bajo la litosfera continental. Este régimen tectónico, ha establecido claramente la fuerza dominante, responsable del desarrollo geoestructural de la región, probablemente desde los tiempos cretáceos, o quizá mucho mas temprano. Aparte de una pequeña área ubicada al sur este del país, donde se encuentran expuestas las rocas más antiguas, poco es lo que se conoce, con relación a la historia precámbrica del Ecuador. La geología del Oriente, en el Paleozoico y el Mesozoico Inferior y posiblemente la de una proto–cordillera, puede relacionarse con el desarrollo del cinturón móvil Pan– Africano / Brasilero, o a la Orogenia Caledoniana, en el margen sur oeste del cratón de Guayana, seguido por el diastrofismo, como un resultado del tectonismo andino. Rocas cratónicas arcaicas del escudo Guayanés, subyacen a la cubierta de la epiplataforma sedimentaria, en la cuenca oriental. La unidad Piedras, ubicada en una pequeña área al sur de la falla Arenillas-La Palma, en el bloque Tahuín, al extremo sur oeste del país, en décadas pasadas, fue considerada perteneciente al Precámbrico; Sin embargo, estudios posteriores, sobre la base de análisis U-Pb-Zr, confirmaron que corresponden al período Triásico y no mas antiguo (The Metamorphic Belt of Ecuador. British Geological Survey, 1994). Las rocas metamórficas del Precámbrico, pueden subyacer a la zona subandina (levantamiento Cutucú y Napo), como una extensión norteña del geanticlinal Marañón en el norte del Perú. Sedimentos del Paleozoico Inferior, que constituyen la formación Pumbuiza, fueron depositados en el Oriente, en la margen occidental del cratón Guayanés; restos no metamorfoseados, están expuestos sólo en el levantamiento Cutucú y quizá a lo largo del flanco de la zona subandina; pero pueden aparecer por debajo de gran parte de la cobertura del Mesozoico, en el Oriente. Los sedimentos equivalentes (de agua profunda) más al oeste, fueron subsecuentemente deformados, al rededor del borde del cratón Brasilero-Guayanés estable, probablemente en una faja móvil Sub-Brasilera/Pan-Africana. Las rocas metamórficas resultantes, forman la cordillera Real ecuatoriana. Han sido afectadas por diferentes tipos de metamorfismo, relacionados con los procesos tectónicos dominantes, que las empujaron hacia el este, parcialmente sobre rocas no deformadas del


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Paleozoico y del Mesozoico. Metamórficos del Paleozoico Inferior, están expuestos en el bloque Tahuín; pero su relación con la cordillera Real, aún se encuentra en proceso de investigación. Sedimentos marinos del Paleozoico Inferior (formación Pumbuiza), así como del escudo-plataforma del Paleozoico Superior (formación Macuma), también están preservados únicamente en el levantamiento Cutucú; y es incierto, si fueron o no depositados más hacia el oeste. RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS Relaciones estratigráficas de las formaciones ecuatorianas, tanto de la costa como de la sierra y oriente, han sido tratadas por numerosos investigadores en épocas pasadas. Un cuadro general se expone en la Tabla 3.1. La cordillera Real y el complejo metamórfico El Oro, por razones de su inaccesibilidad, no fueron conocidos ni caracterizados adecuadamente hasta los años 1994 - 1995, cuando el Servicio Geológico Británico (BGS), bajo el marco de un convenio con el Ecuador, presentó un importante aporte, especialmente en la estratigrafía, tectónica y geología económica de dichas regiones. Una comparación entre las unidades estratigráficas tradicionales citadas por Kennerly, Baldock y otros, con las estudiadas por el Servicio Geológico Británico, tanto en la cordillera Real como en el complejo metamórfico de El Oro, se presentan en la Tabla 3.2. EL PRECÁMBRICO El Oriente es parte de la plataforma pericratónica o cuenca de tras-arco, desarrollado entre el cratón Guayanés al este, y al oeste, el cinturón móvil andino y el arco volcánico. Se trata de un ambiente tectónico-sedimentario, que se extiende desde Venezuela a Bolivia, sobre el este de los Andes. BASAMENTO METAMÓRFICO Las secuencias fanerozoicas del cratón amazónico, se encuentran ocultas por un complejo basamento metamórfico. Rocas de este basamento, especialmente ESQUISTOS, fueron registradas en la perforación Tiputini y otras, estando directamente cubiertas por la formación Hollín. Dentro del batolito jurásico Zamora, ubicado en el extremo sur de la cordillera, hay grandes inclusiones de gneiss migmatítico antiguo, que constituirían LOS ÚNICOS AFLORAMIENTOS ATRIBUIDOS AL PRECÁMBRICO DEL ECUADOR (Fig. 3.1). FORMACIÓN PUMBUIZA (¿Devónico?) Litológicamente esta representada por pizarras grises a negras, grafíticas y areniscas cuarcíticas duras, de grano fino. Forman el núcleo de un bloque anticlinal fallado, en el levantamiento Cutucú, de la zona sub andina, en el río Santiago, y representa las rocas más antiguas de la región. No se conoce ni el espesor, ni la base de la formación, ni la extensión: pero se evidencia hacia el tope, su contacto discordante, con las calizas carboníferas de la formación Macuma. Se ha reportado braquiópodos (Língula) que caracteriza el período Devónico.

TABLA 3.1 RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS DE LA COSTA, SIERRA Y ORIENTE DEL ECUADOR (Aporte de diferentes investigadores según J.W. Baldock, 1982)


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TABLA 3.2 CUADRO COMPARATIVO DE LAS UNIDADES TRADICIONALES CON LAS ESTUDIADAS POR EL BGS.

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GEOLÓGICAS


FIG. 3.1 ROCAS PRECÁMBRICAS Y PALEOZOICAS DE LA CORDILLERA REAL Y DEL COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO. Obsérvese en el extremo sureste del mapa, la ocurrencia de los únicos afloramientos precámbricos del Ecuador (según BGS,1994).

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FORMACIÓN MACUMA Carbonífero superior) La formación Macuma, aflora solamente en la zona subandina (Fig. 3.1). Comprende una gruesa secuencia de 1.500 metros de espesor, de calizas bio-clásticas, con intercalaciones de pizarras, margas y finas areniscas, de edad Carbonífero Superior. Se ha hecho una subdivisión en dos miembros, basada en evidencias litológicas y paleontológicas, pero la extensión de estos depósitos de plataforma, es desconocida. Las calizas de Macuma sobreyacen a la “Pumbuiza”, en el norte del levantamiento Cutucú; ellas están sobrepuestas por las capas rojas de la formación Chapiza, sugiriendo que la formación Santiago se acuña y desaparece en el área del cerro Macuma. La formación aparece en los núcleos de grandes anticlinales, donde está asociada con la formación Pumbuiza, y se ha subdividido como sigue: Piso Inferior: calizas oscuras gris-azuladas, en bancos alternantes con fósiles esparcidos en las calizas. Piso Superior: calizas claras y oscuras, en bancos alternantes con areniscas pardoverduscas con briozoos. Interpretaciones de las rocas precámbricas, paleozoicas y triásicas, fueron realizadas por expertos del Servicio Geológico Británico, en su estudio geológico minero de las rocas metamórficas (The Metamorphic Belts of Ecuador, 1994). EL PALEOZOICO DE LA CORDILLERA REAL UNIDAD ISIMANCHI (¿Carbonífero?) Se trata de filitas de color negro y verde, de tobas blancas metamorfoseadas, brechas volcánicas y mármoles. Esta unidad ocurre principalmente en las cercanías del poblado de Isimanchi, ubicado en el extremo sur de la cordillera Real, a lo largo de un itinerario hacia el este, desde Valladolid hasta Porvenir. Aunque de diferente litología que la unidad paleozoica denominada Chiguinda, descrita por el Servicio Geológico Británico, (Memoria N° 2), su grado de metamorfismo es similar. Un análisis paleontológico del mármol que ocurre al este de Valladolid, muestra restos de peces, parecidos a formas que van del Carbonífero al Triásico Tardío, y un posible elemento conodonto, el cual implica una edad Pre-Jurásica. Los metamórficos de la Cordillera Real, forman la espina dorsal o columna vertebral de la sierra ecuatoriana; hacia el Sur, las rocas equivalentes de la región del Arco Olmos del Norte del Perú, están suprayacidas por sedimentos fosilíferos del Triásico y probablemente Devónico; pero es incierto, si depósitos similares primero se sedimentaron y posteriormente se metamorfosearon y/o erosionaron, en la Cordillera Real. TERRENO LOJA Esta división metamórfica litotectónica dada por la BGS, tiene su nombre en razón de la ciudad de Loja donde ocurre extensamente. Forma un alto topográfico de la cordillera Real, que se extiende a lo largo de ella.


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Se reconocen las siguientes tres unidades estratigráficas correspondientes al Paleozoico: OFIOLITAS MONTE OLIVO (¿Paleozoico?) Aflora en el extremo norte de la cordillera Real, al este del poblado Pimampiro, cerca del límite entre las provincias de Imbabura y Carchi (Figuras 3.1 y 4.3 a) (Esta unidad incluye todas la ofiolitas asociadas a las unidades Chiguinda, Tres Lagunas, Agoyán y Sabanilla. Análisis radiométricos han determinado edades entre Devónico a Carbonífero. Su litología esta caracterizada básicamente por esquistos anfibolíticos, de afinidad máfica metabasáltica, con ensamblaje hornblenda-cuarzo-calcita-epidota-biotita. Las ofiolitas Monte Olivo, representan una fase de diques máficos que cortan o son concordantes con los sedimentos premetamórficos, Agoyán y Chiguinda. UNIDAD CHIGUINDA(Paleozoico) Esta unidad domina especialmente la geología del sur de la cordillera Real, siendo parte integrante del Terreno Loja, entre el metagranito Tres Lagunas, al oeste y la unidad de migmatitas Sabanilla y los esquistos Upano, al este (Figuras 4.3 c y 4.4). Una característica especial de esta unidad, que constituye en parte la denominada "Serie Indiferenciada Zamora" de Kennerley, 1973, es la estrecha asociación con los granitos Tres Lagunas (Fig. 4.3 c). Litológicamente consiste de cuarcitas y filitas negras, como una secuencia semipelítica. En el sector sur de la cordillera Real, forma un cinturón de aproximadamente 30 kilómetros de ancho. No existe una determinación confiable sobre la edad de esta unidad, pero su asociación con los granitos antes citados de edad triásico, sugiere una edad Devónico a Pérmico. UNIDAD AGOYÁN (¿Paleozoico?). Constituyen esquistos pelíticos y paragneiss, que afloran en el norte de la cordillera Real, en la zona del túnel de Agoyán, cerca de Baños de Ambato, así como también, en el sector de Monte Olivo y Papallacta, mas al norte. Al sur cerca de Loja, se presenta pequeños afloramientos de esta unidad. El metamorfismo de estas rocas es muy alto para que se haya preservado fósiles. Mediante análisis de datación radiométrica, se ha determinado una edad probablemente paleozoica, similar a la unidad Chiguinda. Su litología típica consiste en esquistos de granate-moscovita y gneisses, de grano grueso. Al este de Papallacta, bloques de gneiss en el río Chalpi, contienen pequeños diques de granito, evidenciando una incipiente migmatización. De acuerdo a investigadores anteriores, los nombres tradicionales de las formaciones del Paleozoico Inferior y Superior equivalentes a las antes descritas y en desuso son: el gupo Tahuín (¿Paleozoico Inferior?), integrado por las formaciones San Roque y Capiro; el grupo Zamora, el grupo Cofanes y Ambuquí y el grupo Llanganates (tabla 3.2).


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EL PALEOZOICO DEL COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO El Paleozoico en el complejo metamórfico de El Oro esta confinado a la cordillera de Tahuín, al sur de la falla Portovelo. Dos unidades emplazadas en sentido este oeste, se han reconocido, de acuerdo al grado de metamorfismo: La unidad de bajo grado, El Tigre que aflora al sur, y la unidad de alto grado La Victoria, que ocurre al norte (Fig. 4.6) UNIDAD EL TIGRE (Paleozoico) Corresponde litológicamente a la formación Capiro de Kennerley y Baldock. Las rocas son semipelíticas, pobremente metamorfoseadas. Afloramientos frescos ocurren a lo largo de las vías Arenillas-Alamor, entre el poblado El Tigre y río Puyango, río Pindo y en la vía Portovelo Loja, al sur de El Prado. Esta unidad, consiste de una secuencia de arcosa rica en cuarzo, pobremente sorteada, de grano fino a medio, con clastos de feldespato y cuarcita e inter estratificación de lutitas y limolitas, así como cantidades menores de biotita detrítica, moscovita y turmalina. Estructuras sedimentarias, principalmente estratificación gradada, marcas de carga, moldes de flauta, estratificación cruzada y slumps son comunes en esta unidad, y demuestran su origen turbidítico. La edad de la unidad El Tigre se la considera del Paleozoico, encontrándose intruída y metamorfoseada por el plutón triásico Marcavelí, cerca de la frontera con el Perú. Al sur, esta unidad está sobreyacida inconformablemente por sedimentos cretáceos de la cuenca Alamor. Al norte, se presenta el contacto transicional con la unidad de alto grado de metamorfismo, La Victoria. UNIDAD LA VICTORIA (Paleozoico) Corresponde aproximadamente a la formación San Roque (Baldock, 1992), sin la fase ortogneiss. Aflora al norte de la unidad El Tigre. Espectaculares afloramientos de esta unidad ocurren en el río Moromoro. La unidad La Victoria, corresponde a la fase metamórfica de la unidad El Tigre, que tubo lugar durante el Triásico Tardío. Este metamorfismo de alta temperatura, dio lugar al ensamblaje existente. Al sur, cerca del contacto con la unidad El Tigre, filitas de dominio biotítico y pizarras, son comunes. Al norte, las filitas contienen pequeños porfiroblastos de sericita. Desplazándose aun más al norte, se presentan esquistos que contienen cordierita y/o andalusita, biotita, albita y cuarzo. Hacia el contacto con el complejo granítico Moromoro, está presente el ensamblaje fibrolita o sillimanita, cuarzo, plagioclasa, moscovita, biotita, andalusita, cordierita y granate, que caracteriza la litología de un gneiss migmatítico.

EL TRIÁSICO Y JURÁSICO

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CAPITULO

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EL TRIÁSICO Y JURÁSICO Datos radiométricos confusos, sugieren un período de metamorfismo triásico. Durante el Paleozoico, el cratón amazónico precámbrico, fue escenario de depositación de las formaciones Pumbuiza del Devónico, Macuma del Carbonífero, así como de las unidades Piuntza e Isimanchi (Fig. 3.1). Estos cuerpos litológicos, no sufrieron eventos orogénicos subsecuentes, como aconteció con las unidades del Paleozoico, agrupadas dentro de la división litotectónica denominada "Terreno Loja", representada por las unidades Monte Olivo, Chiguinda y Agoyán, así como por los granitos triásicos, Tres Lagunas En El Oro, el Paleozoico deformado está representado por las unidades El Tigre y La Victoria: y el Triásico, por los granitos Moromoro y la unidad Piedras. Sobre el cratón amazónico, en una región en donde no se produjo eventos tectono-metamórficos, durante el Jurásico y Cretáceo Inferior, se acumuló la formación Santiago y se produjo una dispersión de actividad ígnea jurásico - cretácea: Batolito Zamora, Plutón Azafrán, Granito Abitagua, Plutón Chingual - La Bonita, Plutón Rosa Florida y miembro volcánico Misahuallí, de la formación Chapiza (Fig. 4.1). TRIÁSICO Y JURÁSICO EN LA CORDILLERA REAL (Fig. 4.1) GRANITOS TRES LAGUNAS(Triásico Superior) (Fig. 4.3.c) Representa una parte de la división litotectónica "Terreno Loja" de la BGS (Figs. 4.2b y c). Se trata de un cuerpo de granito de cuarzo azul, asociado a rocas metasedimentarias de las unidades Chiguinda y Agoyán. Su localidad tipo es el área Tres Lagunas, al este de Saraguro en la provincia de Loja, donde presenta proporciones de batolito de 100 kilómetros de largo, por 10 kilómetros de ancho. Afloramientos accesibles ocurren, cerca del Sigsig, en la provincia del Azuay, bajo la presa de Agoyán, cerca de Baños de Ambato y en las vecindades de la cuenca de Malacatos. Determinaciones radiométricas dan una edad Triásico Superior para esta unidad. UNIDAD PIUNTZA(Triásico Medio-Superior) (Fig. 3.1). Corresponde a la división metamórfica litotectónica "Terreno Amazónico" dado por el Servicio Geológico Británico (BGS) (Fig. 4.2 b) De acuerdo a evidencias paleontológicas, se establece una edad Triásico Medio-Superior. Ocurre como rocas volcano-sedimentarias, ligadas al batolito jurásico Zamora, originando una aureola de metamorfismo de contacto, responsable de los skarns auríferos-ferruginosos de Nambija, Piuntza y María Elena. Probablemente esta unidad, sobreyace inconformablemente a la unidad Isimanchi. Fósiles biválvicos en limolitas calcáreas grises, parcialmente skarnificadas, que ocurren en el río Timbara, cerca de Piuntza y en el área de Guaysimi Alto, cerca de Nambija, fueron identificados por los geólogos del proyecto británico como Halobia,


FIG. 4.1. EL JURÁSICO DEL ECUADOR. Se distinguen las tres regiones plutónicas principales, a lo largo de la cordillera Real: Plutones Rosa Florida, Chingual - La Bonita, en el extremo norte, Granito de Abitagua, Plutón Azafrán, en el centro; y Batolito Zamora en el sur. (según BGS 1.994).

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FIG. 4.2 (a) COLUMNA ESTRATIGRÁFICA (Cretáceo–Cuaternario) DEL SUR DE LA CORDILLERA REAL. (según BGS, 1994.)

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FIG. 4.2 (b). COLUMNA ESTRATIGRÁFICA (Precámbrico – Jurásico) DEL SUR DE LA CORDILLERA REAL (según BGS, 1994.)

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FIG.4.2 (c) .COLUMNA ESTRATIGRÁFICA (Paleozoico–Cuaternario) DEL NORTE DE LA CORDILLERA REAL (según BGS, 1994.)

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Daonella o Entomonotis, característicos del Triásico Medio Tardío a Superior. ESTA IDENTIFICACIÓN CONFIRMA LA PRESENCIA DE ROCAS TRIÁSICAS EN EL ECUADOR. FORMACIÓN SANTIAGO(Jurásico Inferior) Representada por una potente secuencia de calizas marinas, con intercalaciones de lutitas, areniscas y piroclastos (Fig 4.1). Constituye el levantamiento del Cutucú, en la zona sub andina, al sur este del Ecuador. (Fig. 2.6). Esta formación se extiende al sur, hacia Perú, pero no es conocida en el resto del Ecuador. En la parte este, la formación Santiago tiene una secuencia de calizas silíceas grises, areniscas calcáreas y lutitas negras, sobrepuestas por la formación Chapiza. Hacia el oeste, la formación es más volcánica, con abundantes intercalaciones de brechas, tobas y mantos volcánicos, que se encuentran cubiertos por rocas cretáceas del grupo Limón (equivalentes a las formaciones Hollín, Napo y Tena). Esta formación es pobre en fósiles, pero tiene abundantes amonites. La secuencia está fuertemente plegada y fallada. Tiene una potencia de 1.500 a 2.700 metros. La base no está expuesta. Al sur de la cordillera del Cutucú, está sobrepuesta por la formación Chapiza; mientras que al norte la formación Chapiza está directamente sobre la formación Macuma del Carbonífero, indicando aparentemente que la formación Santiago se acuña entre Macuma y Chapiza. FORMACIÓN CHAPIZA (Jurásico - Cretáceo Inferior) (Fig. 4.1) Constituye parte de la división litotectónica establecida por la BGS denominada "Terreno Amazónico" (Fig.4.2 b). Datada del Jurásico Medio al Cretáceo Inferior, la formación Chapiza comprende una sucesión de sedimentos clásticos continentales, sobrepuestos por depósitos clásticos y piroclásticos del miembro Misahuallí. El espesor varía de 600 a 4.500 metros, siendo la facie volcánica, la que predomina hacia el norte. Esta formación está expuesta en la cordillera de Cutucú, donde sobreyace a la formación Santiago, Además está sobrepuesta directamente por la formación Hollín. Al este se adelgaza, frente al escudo Guyanés. La formación Chapiza se divide en tres unidades: Chapiza inferior de color rojo y gris, formada por lutitas, areniscas y estratos delgados de anhidrita dolomita y yeso, con un máximo espesor de 1.500 metros. Chapiza Inferior media, formada por lutitas rojas y areniscas con un espesor máximo de 1.000 metros. Chapiza superior o unidad Misahuallí UNIDAD MISAHUALLÍ (Jurásico - Cretáceo Inferior). Corresponde a las rocas volcano - jurásicas, tanto basaltos como tobas de origen continental, de la zona sub andina, que sobreyacen las formaciones Santiago o Macuma, al sur del país y subyacen a la formación Hollín del Cretáceo. Se caracteriza por presentar coladas de lava de bajo buzamiento y rocas piroclásticas, con un espesor calculado en 2000 metros, en su localidad tipo, el río Misahuallí. Lutitas rojas, areniscas, conglomerados interestratificados con tobas violáceas grises y verdes, brechas tobáceas y basaltos, forman la litología típica de esta unidad.


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GRANITOIDES ZAMORA(Jurásico) Corresponde al denominado "Terreno Amazónico" de la BGS (Fig.4.2 b). Los cuerpos ígneos denominados Plutón Rosa Florida, Granito de Abitagua y Batolito Zamora constituyen unidades esencialmente no deformadas ni metamorfoseadas, que se emplazan sobre el cratón amazónico, formando una cadena subandina asociada a rocas volcánicas de la unidad Misahuallí. PLUTÓN ROSA FLORIDA (Jurásico)(Fig. 4.3.a) Ocurre cerca del poblado Rosa Florida, en el extremo norte del país. Las rocas dominantes del intrusivo son: monzonita de color gris, de textura gruesa y granuda así como también syenita fuertemente rosada, de textura gruesa y granuda. Al sur, las rocas se vuelven de textura mas fina y porfirítica, antes de pasar a la fase volcánica Misahuallí. GRANITO DE ABITAGUA(Jurásico) (Fig. 4.3.b) Se trata de un plutón de 120 kilómetros de largo por 15 kilómetros de ancho, que intruye a los volcánicos jurásicos de la formación Misahuallí al occidente, a lo largo del río Mulatos y en el sur, al norte del río Pastaza, está sobreyacida inconformablemente por la formación Hollín. Al norte, el granito parece hundirse, debajo del cenozoico volcán Sumaco. De acuerdo a estudios actuales de datación radiométrica, se le ubica al Granito de Abitagua en edad Jurásico - Cretáceo Inferior. En general, el plutón esta compuesto de monzonita de color rosado, de grano medio a grueso, con abundantes xenolitos de basalto, andesita y porfirita, así como diques porfiríticos máficos a félsicos, algunos tipos de monzonita intemperizada y alterada a caolín. Xenolitos de mármol y grauwacas, aunque raros, se presentan en el plutón, lo que podría representar reelictos de la formación Santiago. BATOLITO ZAMORA (Jurásico) (Fig. 4.4) Ubicado en el extremo sur este del área, incluye el Batolito Río Mayo; y de acuerdo a nuevas interpretaciones de su emplazamiento, se extiende principalmente hacia el norte y este, incluyendo el Plutón Palanda. Se trata de un cuerpo intrusivo de dirección nordeste suroeste, de aproximadamente 200 kilómetros de largo por 50 kilómetros de ancho. Afloramientos de gneiss ¿precámbrico? y esquistos paleozoicos de la unidad Isimanchi, se presentan como inclusiones dentro del batolito, mientras que afloramientos de rocas volcano-sedimentarias de la unidad triásica Piuntza, conforma un horizonte erosionado. De igual manera se presentan grandes afloramientos de rocas volcánicas sobreyaciendo o asociadas al batolito, las cuales han sido atribuidas a la unidad Misahuallí. Finalmente el plutón está inconformablemente sobreyacido, tanto en el norte como al este, por la formación cretácea Hollín y cortada en ciertos lugares por intrusivos cenozoicos. La edad del Batolito de Zamora se sitúa entre 170 a 190 Ma; es decir, entre Jurásico Inferior a Triásico Superior. La litología de este cuerpo plutónico está dominada por granodioritas hornblendo-biotitas y dioritas. Granitos verdaderos son raros. granodioritas hornblendoporfiríticas son comunes en la zona de Guaysimi. Existen también rocas subvolcánicas finamente granudas, asociadas probablemente con pilas volcánicas co-magmáticas pertenecientes a la unidad Misahuallí.


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FIG. 4.3 (a) PLUTÓN ROSA FLORIDA. Es parte de los Granitoides Zamora del Jurásico, asociado a la unidad Misahuallí . (según BGS, 1994)


FIG 4.3(b) GRANITO DE ABITAGUA. Forma parte de los granitoides Zamora del Jurásico. Este plutón de 120 km de largo por 15 km de ancho, intruye a los volcánicos jurásico de la formación Misahuallí. Hacia el oeste se observa el plutón jurásico Azafrán constituido por granodioritas y dioritas deformadas. (Según BGS, 1994).

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FIG 4.3. (c) GRANITOS TRES LAGUNAS (TRIÁSICO SUPERIOR). Cuerpo granítico de cuarzo azul, de 228 Ma, asociado a las unidades paleozoicas Chiguinda y Agoyán. Se emplaza al este de Saraguro y Nabón en la cordillera Real, en un área de 100 x 10 kilómetros. Obsérvese una parte del Batolito Zamora en el sector sureste del plano (según BGS, 1994) (ver leyenda en figs. 4.2(a) y 4.2(b). )


FIG 4.4 BATOLITO ZAMORA (JURÁSICO). De aproximadamente 200 kilómetros de largo por 50 kilómetros de ancho, se emplaza al sureste del Ecuador. Incluye el batolito Rio Mayo y plutón Palanda. Obsérvese los skans de Nambija y Chinapintza (en azul oscuro) donde ocurren los depósitos auríferos mas importantes del país (según BGS, 1994)

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El Batolito Zamora es también asociado a los skarns del flanco oriental de la cordillera Real, que representan reelictos de la unidad Piuntza metamorfoseados, ricos en oro. El principal cinturón de skarns es el de Nambija, que presenta dimensiones aproximadas de 30 kilómetros de largo por 2 kilómetros de ancho, en una disposición norte - sur. Otros cinturones como el de María Elena ocurren en esta región, así como cerca de Piuntza. En la parte centro-sur del país, el lado occidental de la cordillera Real y el oriental de la cordillera Occidental, están subyacidos por rocas metamórficas de bajo grado de la serie Paute. Al este de la cuenca de Cuenca, hay una transición de lutitas fosilíferas del Maestrichtiano (Yunguilla) a filitas interestratificadas con metavolcánicos de esta serie, del que detalles litológicos se describirán mas adelante, en el Capítulo 14. OTRAS UNIDADES JURÁSICAS DE LA CORDILLERA REAL (Fig. 4.1) La división litotectónica denominada "Terreno Salado" de la BGS, constituida por skarns cálcico-magnésicos, anfibolita, meta andesitas, esquistos verdes y esquistos pelíticos de la unidad Upano; esquistos pelíticos y gneiss de la unidad Cuyuja; mármoles y meta sedimentos de la unidad Cerro Hermoso, así como granodioritas y dioritas deformadas del Plutón de Azafrán; el "Terreno Alao", formado por areniscas verdes meta basálticas y meta andesíticas de la unidad Alao-Paute, meta turbiditas, meta andesitas, cherts y mármoles de la unidad Maguazo y melange tectónico, con sedimentos marinos de la unidad Peltetec; así como el "Terreno Guamote" integrado por las unidades, Cebadas y Punín, representan el Jurásico Medio y Superior de la cordillera Real ecuatoriana. El mapa geológico y la sección estructural de la región Cerro Hermoso de los Llanganates, se presentan en la Fig. 4.5. EL TRIÁSICO Y JURÁSICO EN EL COMPLEJO METAMÓRFICO EL ORO (Fig.4.6). GRANITOS MOROMORO (Triásico) Este complejo que lleva el nombre del pequeño poblado al sur del río Naranjo, está constituido principalmente por granito gnéisico o migmatítico y granodioritas, que ocurre desde la frontera con el Perú, en la parte suroeste, hacia el este, dentro del área El Cisne. El cuerpo principal del complejo Moromoro, se presenta al sur de la falla Portovelo, encontrándose además en otros sectores como Playa Limón, Quero Chico, Quebrada Piedras, Quebrada Primavera, etc. Hacia el este, cerca de El Cisne, el complejo granítico se trunca en la falla Guayabal y hacia el oeste, está sobreyacido e intruido por un complejo volcano-plutónico terciario, a lo largo de la zona de la falla Portovelo. Su contacto norte con el complejo máfico Piedras, es tectónico. Litológicamente consiste de una mezcla de rocas principalmente granodioríticas, foliadas, de grano fino a medio con biotita, moscovita y granate, junto con menores cantidades de migmatitas y paragneisses de alto grado. Las granodioritas son heterogéneas, debido a la presencia de xenolitos, incluyendo cuarcitas, esquistos pelíticos, paragneisses y migmatitas. UNIDAD PIEDRAS (Triásico Tardío) (Fig. 3.1) Anfibolitas basálticas de la unidad Piedras, afloran en un cinturón angosto de unos 3 kilómetros de ancho, por más de 60 kilómetros de largo, que se extiende desde la frontera con el Perú, hasta el área de Portovelo, con rumbo E-W, al sur de la falla Arenillas-La


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FIG. 4.5 MAPA GEOLÓGICO Y SECCIÓN ESTRUCTURAL A-B DE LA REGIÓN CERRO HERMOSO DE LOS LLANGANATES. Se emplaza en el centro de la cordillera Real (Después de Litherland et al. 1991)

FIG 4.6. COMPLEJO METAMÓRFICO DE EL ORO . Las unidades paleozoicas triásicas, jurásicas y cretáceas de esta región, así como las principales fallas dominantes, a diferencia de la Cordillera Real, se emplazan en sentido este oeste y ocurren al norte de las secuencias cretáceas de la cuenca Alamor en el extremo sur del mapa.(según BGS, 1994)


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Palma, en el bloque Thauín, en el complejo metamórfico El Oro, al sur oeste del país. El grupo, comprende rocas anfibolíticas de grano fino a medio y pegmatíticas, consistiendo en anfibol verde, plagioclasa, epidota y menor cantidad de cuarzo, opacos, etc. En especímenes de mano, esta roca parece serpentinita, debido al desarrollo del mineral serpentina, en diaclasas y superficies falladas. De manera general, la roca es de composición máfica (gneises, anfibolitas, esquistos verdes, mica esquistos y cuarcitas). El espesor del grupo es desconocido, pero excede varios miles de metros. Las anfibolitas de Portovelo (sur este del grupo Piedras), tiene una estrecha asociación con los gneises félsicos de la unidad La Victoria ( formación San Roque del grupo Tahuín de Baldock; lo que indica una típica asociación paragnéisica granítica a rocas verdosas. El grupo Piedras por mucho tiempo fue considerado como roca de edad precámbrica, basado en la datación de un aislado anfibol obtenido de una muestra de Portovelo (743+-13 Ma). Determinaciones recientes pusieron en duda la edad precámbrica de este grupo, habiéndose determinado, mediante análisis radiométricos (U-Pb-Zircón), una edad de 221+18 Ma; es decir, Triásico tardío. UNIDAD PALENQUE (Jurásico) (Fig. 4.6) Esta unidad representa la principal división de esquistos, que constituyen las rocas dominantes de la parte norte del complejo metamórfico El Oro. Está limitada al norte, por la falla Jubones y al sur, por la falla Naranjo. Hacia el oeste, se emplazan bajo sedimentos inconsolidados del Terciario Superior y Cuaternario, que forman parte de la planicie costera. Al este, se encuentra intruído, y en parte sobreyacido, por un complejo volcánico - plutónico terciario. Litológicamente la unidad Palenque, está formada por esquistos obscuros semipelíticos, filitas esquistosa y pizarras, junto con menores cantidades de esquistos cuarzo sericíticos, esquistos feldespáticos, metagraywackas, cherts, esquistos verdes y esquistos anfibolíticos (tremolita). Los esquistos de fuerte buzamiento, incluyen horizontes pseudoconglomeráticos con clastos superiores a 10 cm, de materiales metasedimerntarios de grano grueso, dentro de una matriz más fina. Mineralógicamente, la roca está compuesta de cuarzo, biotita, moscovita, clorita, albita, grafito, actinolita, epidota y granate.


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EL CRETÁCEO DE LA COSTA

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CAPÍTULO

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EL CRETÁCEO DE LA COSTA (Tabla. 5.1) FORMACIÓN PIÑÓN (Albiano - Cenomaniano) Los geólogos del IEPC, establecieron la formación Piñón, desde el río Piñón, al noreste de la población costera de Cayo, en la provincia de Manabí. Wolf anteriormente, había designado una serie similar volcánica, desde las lomas de Chongón – Colonche, como la formación Grunstein. La Piñón es esencialmente, una serie volcánica, y varía algo de área en área. Pequeños afloramientos de esta unidad pueden ser y probablemente han sido confundidos con emanaciones ígneas básicas, posteriores. Cerca de Guayaquil, la porción baja consiste principalmente en flujos de diabasa las cuales se hacen fuertemente amigdaloidales en esta sección. Unos pocos estratos de toba y arenisca tobácea, se observan entrelazados con la diabasa. La parte alta es principalmente de un verde claro, que comúnmente se la encuentra alterada por meteorización esferoidal finamente cristalina, de porfirita ígnea básica, con lutitas tobáceas ínter estratificadas, de color gris a crema rojiza, toba y limolita silicificada (Lámina 1). La Piñón tiene localmente segregaciones de características granodioríticas, y cerca de estos ambientes, se encuentran a veces, incrustaciones de especularita, (un tipo de mineral de hierro). En el cerro de Hojas, del área de Manabí, al oeste de Portoviejo, el cretáceo volcánico consiste en aglomerados basálticos con lapilli y lechos de toba. Estas rocas están penetradas localmente por diques basálticos porfíricos y en general, por rocas ígneas básicas de color gris oscuro a negro, tales como gabros y diabasas. En la sección tipo del noroeste del puerto de Cayo, las series volcánicas se componen de rocas pirocláticas no estratificadas, con ínter sedimentación de lavas porfiríticas, brechas y aglomerados, del tipo diabasa -basalto. Unos pocos horizontes menores, arcillosos y arenosos, están presentes.

En la provincia de Esmeraldas, el Cretáceo no ha sido dividido. En río verde, la porción baja, consiste de un aglomerado volcánico de grano muy fino y matriz basáltica sub vidriosa. Se presentan unos pocos estratos de toba basáltica, y localmente, un conglomerado ínter estratificado, en una toba calcárea. Sobre esto, está una serie de ceniza volcánica masiva, con algunas ínter estratificaciones de cherts y arena silícica. Estas rocas posteriores pueden ser equivalentes a la formación Callo y /o Guayaquil, y los aglomerados bajos, a la Piñón. La espesura de la Piñón, no puede ser medida, ya que la base nunca ha sido encontrada. Sobre unos 1.000 metros de espesor, ocurre en el área de Guayaquil. La parte alta tiene contacto con Callo y es usualmente fallada, pero varia de gradacional a discordante angular.


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TABLA 5.1 ESTRATIGRAFÍA DE LA COSTA: CUENCAS PROGRESO Y MANABÍ. Según guía geológica de la costa ecuatoriana , (E Núñez del Arco, 1987)


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LAMINA 1. FORMACIÓN PIÑÓN (Cenomaniano). Diabasa finamente cristalina, de color verde claro, alterada por meteorización esferoidal, típico de la parte alta de la formación Piñón, se presenta en esta exposición. Su localidad es 14.5 Kilómetros vía La PuntillaSamborondón-Cerro Madope (629.9/9777).


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Ningún fósil ha sido hallado en la formación Piñón. Se ha interpretado su edad como Cretáceo Inferior - Superior (Albiano - Cenomaniano) relacionándose con una cadena volcánica similar, encontrada en el flanco oeste de los Andes del Ecuador. FORMACIÓN CAYO ss (Turoniano-Coniaciano) Yace sobre la Piñón, una serie amplia de estratos delgados, gruesos y masivos de areniscas, arcillita, conglomerados, cherts, tobas y aglomerados volcánicos, los cuales han tomado el nombre de formación Cayo. En la localidad tipo, situada cerca de Puerto Cayo, Manabí, estos sedimentos resistentes, están altamente salificados, y contienen, una gran cantidad de argilitas tobáceas de un verde oscuro a un verde gris. En otras localidades, tanto de Guayas como de Manabí, la formación Cayo se caracteriza por presentar capas potentes de areniscas graywáckicas, de espesores métricos, que alternan con areniscas, limolitas y lutitas mas finas (Láminas 2 y 3). El miembro basal de la Cayo, cerca de Guayaquil, es llamado "Caliza Calentura" (piedra calcárea), el cual, ha sido reconocido solamente por su situación; y consiste de una estratificación delgada, de color gris oscuro a negro, dura, de lutitas calcáreas y de color habano a café, localmente ahuecadas, y parte de calizas silicosas. Está esparcida de foraminíferos y contiene algo de radiolarios (Lámina 4). Los conglomerados y areniscas de Cayo, contienen desde grandes cantos rodados (hasta 120 centímetros de diámetro), hasta granos muy finos de areniscas. Los conglomerados, se encuentran usualmente en la tercera capa baja de la formación, y están compuestos de cerca del 90% de material básico ígneo. Esta serie, es frecuentemente confundida con aglomerados volcánicos, los cuales son también encontrados en las porciones bajas. Las areniscas, son en su mayor parte cuarzosas, pero contienen significativas cantidades de calcita, feldespato, magnetita y anfíbol. Al norte de Guayaquil, las arenas son feldespáticas. Las areniscas de Cayo son normalmente de color café a verde oscuro y gris, y están clasificas como graywackas o subgraywackas. Se ha reportado pequeñas cantidades de petróleo, en estas arenas, que pueden considerarse posibles rocas de reservorio, aunque esta condición está limitada, por la presencia de cemento silicio. Las arenas llegan a ser estratos delgados y más dominantes en la sección. La arcillitas de Cayo, son de color habano a oliva negro y generalmente tienen tintes verdosos y se encuentra en estratos de cerca de 60 centímetros de espesor. Son duras a muy duras, localmente silicosas o chertosas, usualmente quebradas en fracturas conchoidales. La mayoría de las lutitas silicosas y cherts se encuentran en la mitad de la parte alta de la formación. Cambian su color, pero usualmente son de un gris obscuro a verdoso gris y negro; bien estratificados, con variaciones en su espesor, de unos pocos centímetros has cerca de 60 centímetros. Los lutitas altamente silicosas se gradúan desde argilitas silicosas a lutitas horstenosas o horstenos puros. La cantidad de cherts aumenta hacia el tope de la sección, hasta que finalmente domina, tomando el nombre de "Formación Guayaquil". Las tobas aparecen a través de la Cayo, pero varían substancialmente, desde el fondo hasta el tope. Cerca de la base de la unidad, son duras a muy duras; en cualquier parte de la porción alta, son silicosas y normalmente verdosas a azul grisáceas; tienen mediana dureza; usualmente son calcáreas y generalmente de color blanco. Las tobas aparecen como delgados horizontes, separando estratos de lutitas silicosas, de estratos masivos de cerca de 6 metros de espesor.

LÀMINA 2. FORMACIÓN CAYO, MIEMBRO CAYO ss (turoniano – coniaciano). Capas potentes de areniscas graywackicas (3 metro), alternan con limolitas y lutitas. Ubicación ciudadela Bellavista - Guayaquil (621.8/9759,4)


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LAMINA 3. FORMACION CAYO MANABI (Turoniano – Coniaciano), Bancos métricos de areniscas graywackicas, alternan con areniscas finas, limolitas y lutitas. Ubicación 5.1 Km. de “Agua Blanca”, Manabí (523.5/9830.7).


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LAMINA 4. MIEMBRO CALENTURA DE LA FORMACIÓN CAYO. Alternancias de graywackas tobáceas blancas, con areniscas tobáceas calcáreas constituyendo en general un flysch calcáreo. Localidad de la exposición (617.5/9769.3)


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Como se indicó arriba, los aglomerados volcánicos se encuentran usualmente en las partes bajas de las series y se confunden algunas veces, con conglomerados. Localmente los aglomerados tienen un espesor de cerca de 125 metros, y casi siempre, de un color verde a verdoso gris y negro, compuestos de cantos rodados de basalto, fragmentos de rocas ígneas y cristales con asociación angular de lapilli eyectada. La matriz varía de vidriosa a cristalina. La formación Cayo ss, aparece cerca de Guayaquil y se extiende hacia el noroeste, a lo largo de la cordillera Chongón–Colonche, hacia la provincia de Manabí. Las rocas cretáceas también se encuentran en el área de Esmeraldas, e incluyen una parte de la Cayo. Se presentan además algunas areniscas y lechos tobáceos de origen volcánico, que han sido incluidas en la formación Piñón. No se han encontrado secciones sin falla en la Cayo; por lo tanto, su espesor es incierto. En la sección tipo, sobre la costa del Pacífico, se presenta una potencia sobre los 3.000 metros; en los montes de Colonche cerca de los 2.600 y al norte de Guayaquil, por lo menos 1.400 metros. El nivel superior de la Cayo, gradacionalmente, pasa a la formación Guayaquil Chert. El contacto inferior lo hace con la formación Piñón, variando de acuerdo a la localidad, de gradual hasta discordante. Este contacto es frecuentemente fallado. La edad de la formación Cayo, es Cretáceo Superior (Turoniano Cenomaniano). No es posible subdivisión mas precisas, por la falta de fósiles de vida corta. Inoceramus, frecuentemente se encuentran en la base (miembro Calentura).

FORMACIÓN GUAYAQUIL CHERT (Maastrichtiano) Sobre la formación Cayo ss, hay una serie de horizontes de lutitas altamente silicosas o “horstenos” conocidos como la formación Guayaquil Chert. Esta formación, representa la mayor parte de los sedimentos del Cretáceo Superior de la costa. Consiste de estratificaciones delgadas a masivas, de color gris, habano, verdoso oscuro, gris, y negro, con ínter estratificaciones de lutitas silicosas, arcillita y tobas localmente deformadas, con estructuras sin-sedimentarias y rizaduras (slumps) (Lámina 5). Los horstenos son generalmente bien estratificados, pero frecuentemente distorsionados. Aparecen unos pocos estratos delgados de color café, a café verdoso, de gránulos finos de areniscas calcáreas. La parte superior de la formación es calcárea y contiene más lutitas y arcilla que la parte baja. Su carácter calcáreo puede ser secundario, debido, a la presencia de las calizas San Eduardo. La formación Guayaquil, se caracteriza por concreciones de cherts en bandas alternantes de color gris claro a gris obscuro y negro de aproximadamente 0.5 centímetros de ancho (Lámina 6). Estas concreciones varían en su tamaño, de unos pocos centímetros, a por lo menos 1 metro de diámetro. En el área de la península de Santa Elena, se ha diferenciado una serie de lutitas silicificadas, que se relacionan con la formación Guayaquil Chert, a la que se le ha dado el nombre local de formación Santa Elena. Estas lutitas chertosas, pueden muy bien ser secundarias, en su origen y talvez se deriven, de una variedad de tipos de rocas, incluyendo calizas y areniscas. El color varía de rojo a verde, gris y negro. Estas rocas silicosas, son altamente brechosas, y hay razón para creer que hay dos períodos de brechación; antes y después de la silicificación. La incidencia lutítica, en estas rocas silicosas, es mucho mas alta que aquéllas de la formación Guayaquil, y su superficie ha sufrido mayor deformación estructural. La mayoría de las deformaciones se debe a la fuerte inestabilidad tectónica de la región, que ha originado fuerte

LAMINA 5. FORMACIÒN GUAYAQUIL CHERT. (Maastrichtiano) Estratos finamente laminados de lutitas silicificadas, limolitas y areniscas, que comúnmente se presentan deformados en estructuras sin-sedimentarias (Slumps) característico de sedimentación turbidítica, pueden observarse en este afloramiento, que ocurre en el sector Bella vista de la Ciudad de Guayaquil (621.8/9758.8)


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LAMINA 6 FORMACION GUAYAQUIL CHERT. Badeamientos y concreciones de sílice (horstenos) bien estratificados y distorsionados, de coloración gris claro y oscuro, caracterizan la parte superior de esta unidad estratigràfica, cerca del contacto con la formación eocénica San Eduardo, al noroeste de la ciudad de Guayaquil.


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subsidencia de la cuenca y por lo tanto violenta deposición; sin embargo, estas rocas, como se indicó anteriormente, pueden relacionarse con la formación Guayaquil, y es muy posible asimilarlas en la formación Cayo. Pequeñas exudaciones de petróleo se han reportado, relacionadas a la formación Santa Elena de la península de Santa Elena. El contacto entre la formación Guayaquil Chert y Cayo ss., por su carácter gradacional, no tiene límite definido. Algunos investigadores han establecido contactos diferentes. El contacto debería estar situado, en donde predominan los horizontes de chert y concreciones chertosas, sobre las tobas, lutitas silicosas y arcillita, en la parte superior de la formación Cayo. Esto elimina parte del tipo original, en la sección de Thalman, cerca de Guayaquil, y ubica su parte baja, dentro de la formación Cayo. Se presenta una disconformidad local, sobe la base de la Guayaquil, en la pare norte de la población Chongón. El contacto de la formación Guayaquil con las calizas San Eduardo va, de una inconformidad angular, a una disconformidad. Sin embargo, el ángulo no es grande; los fragmentos de cherts de la formación Guayaquil, son comúnmente encontrados en la porción basal de la caliza. El espesor de los horizontes de cherts varía, alrededor de 90 metros, en la localidad tipo, hasta cerca de 260 metros, en la parte noroeste de la cordillera de Chongón – Colonche. El equivalente en la península de Santa Elena, puede ser de 750 metros; pero como se indicó anteriormente, estas capas son altamente contorsionadas y por lo tanto no ha sido posible considerar una medida mas definida. Probablemente en la península de Santa Elena, no se presenta inconformidad angular, separando el equivalente de la formación Cayo, conocida como Santa Elena, de las rocas del grupo Azúcar. Es necesario obtener confirmaciones adicionales, pero se conoce que los cherts, están situados entre las capas con areniscas, de la parte baja del Azúcar. Tanto la formación Guayaquil como la formación Cayo, no han sido separadas en el área de Esmeraldas, pudiendo ser posible confirmar, con un estudio adicional. En Manabí, la formación Guayaquil, ha sido incluida en la formación Cayo. Una edad Cretáceo Superior, probablemente Maastrichtiano, ha sido asignada, para las formaciones Guayaquil y Santa Elena. Usualmente, los especimenes son difíciles de distinguir, por la naturaleza silicosa de la roca. Secciones delgadas, son frecuentemente utilizadas para su determinación. La limitación general de la fauna, se debe en parte, a la actividad volcánica e ígnea, la cual comenzó con los volcánicos Piñón, que posiblemente causaron un alto contenido de sílice en el agua.


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EL CRETÁCEO DE LA SIERRA

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CAPÍTULO

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EL CRETÁCEO DE LA SIERRA FORMACIÓN RASPA (¿Cretáceo?) Rocas metamórficas de la formación Raspas aparecen en el bloque Tahuín al suroeste del Ecuador, en contacto con el grupo Piedras y encajadas en harzburgita parcialmente serpentinizada. La formación está compuesta de esquistos azules pelíticos y básicos (sin feldespato) metamorfoseados en series de facies de alta presión. Esquisto con cianita y eclogita, están acompañados por esquistos glaucofánicos retrógrados y por esquistos verdes. Una edad de 132±5 Ma., ha sido interpretada como una “edad de levantamiento” asociado con el emplazamiento del cuerpo ultrabásico circundante. FORMACIÓN CELICA (¿Cretáceo ¿superior?) Las rocas metamórficas más antiguas de la sierra ecuatoriana comprenden una secuencia volcánico-cretácea, muy difundida, que subyace toda la cordillera Occidental, desde la frontera con el Perú hasta Colombia. Originalmente todas éstas rocas fueron incluidas como formación “Piñón”, por similitudes petrográficas y genéticas con la Piñón de la región costera. Actualmente, están diferenciadas en dos importante unidades: la formación Celica y la formación Macuchi. La formación Celica, ocurre al sur de la zona de la falla Jubones, y continúa hacia el Perú. Consiste de una potente sucesión de andesitas masivas homogéneas, de color gris verdoso, con tobas andesíticas intercaladas. Lavas más básicas no se han encontrado, pero sí dacitas y aún riolita. Horizontes sedimentarios ínter estratificados (calizas, cuarcitas) son raros, aunque los volcánicos Celica parecen estar ínter digitados con los sedimentos marinos cretáceos del grupo Alamor. La formación Celica descansa sobre rocas metamórficas y yacen discordantes por debajo de sedimentos y volcánicos del Cretáceo Superior (Maastrichtiano) y Paleoceno. Su espesor alcanza varios miles de metros y es penetrado por cuerpos plutónicos, incluyendo el batolito Tangula, el que parece ser confiablemente datado en 114 ±30 y 113±3 Ma. Esto sugiere una edad Cretáceo Inferior para la formación Celica, la que en parte puede ser correlacionada con el grupo volcánico Casma (Albiano) de la costa peruana. Se ha pensado que representa una secuencia de arco-volcánico, asociada con sedimentos marinos y volcanoclásticos del grupo Alamor. GRUPO ALAMOR (Aptiano - Coniaciano) Comprende sedimentos depositados en una depresión marina, entre las crestas positivas (¿emergentes?) de las cordilleras Amotape - Tahuín y el arco Olmos/cordillera Real, al suroeste del Ecuador y noroeste del Perú.


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El hundimiento de la depresión Lancones-Alamor, parte de la cuenca noroccidental peruana, comenzó en el Aptiano y posiblemente estuvo relacionado con el desarrollo del arco volcánico cretáceo (formación Celica). Al grupo previamente se lo conoció como Puyango, y originalmente estuvo dividido en cuatro formaciones, basadas en cambio de facies y en un ligero metamorfismo. Estratigráficamente se la considera mejor como dos unidades que se correlacionan con las formaciones peruanas Pananga-Muerto y Copa Sombrero. FORMACIÓN CAZADEROS (Albiano-Cenomaniano) La formación Cazaderos está compuesta de conglomerados basales y areniscas tobáceas, que yacen debajo de una gran secuencia de lutitas calcáreas de color negro, y calizas en capas delgadas. La secuencia basal sobreyace directamente a rocas metamórficas del grupo Tahuín; la relación con los volcánicos de la formación Celica, es incierta. La formación sobrepasa los 1.000 metros de espesor. La fauna, que incluye tanto grandes ammonites (Desmoceras, Brancoceras, Hysteroceras, Parahoplites) y enormes troncos de árboles petrificados (Araucariacea), indica una edad Aptiano a Albiano, pero los microfósiles (Archeolithothamnium, Sulcorbitoides) de edad Campaniano sugiere la presencia de una unidad superior, en el tope. FORMACIÓN ZAPOTILLO-CIANO (¿Albiano - Maastrichtiano?) La formación Zapotillo-Ciano, considerada originalmente como dos formaciones separadas pero contemporáneas, de facies diferentes, consiste de flysch compuesto principalmente de graywackas, lutitas negras con menor cantidad de areniscas, conglomerados, limolitas laminadas, cuarcitas y volcánicos. Los volcánicos predominan en el centro de la depresión (facies Ciano) y comprende principalmente material volcánico (tobas depositadas en agua) y algunas lavas. La formación aparentemente está interestratificada con un gran volumen de volcánicos asignados a la formación Celica. La formación también sobreyace transicionalmente a la formación calcárea Cazaderos, pero esto es evidentemente en parte un cambio de facies. Hacia el noroeste, la secuencia está representada por meta-limolitas, pizarras y cuarcitas. Las tilitas Zambi son el equivalente directo de la facies Zapotillo, y por tanto, son incluidas dentro de este grupo. La formación Zapotillo-Ciano tiene varios miles de metros de espesor (¿3.000 metros?) y al sur está plegada, siendo la dirección dominante de sus ejes SW-NE, excepto en las partes norte y central de la cuenca, donde adquieren dirección E-W. La secuencia es pobre en fósiles (gavelinella, allomorfina, inoceramus, etc.); y por lo tanto, no es factible precisar su edad; sin embargo, se la ubica como Cretáceo Superior, en un amplio rango (Cenomaniano - Maastrichtiano), pero puede incluir sedimentos y volcanoclastos del Albiano, los que se relacionan con la formación “Celica”. FORMACIÓN MACUCHI (Cretáceo Superior -¿ Paleógeno?) Gran parte de la cordillera Occidental del Ecuador está compuesta de una enorme y potente secuencia de volcánicos (lavas y volcanoclastos). Estas rocas en un principio estuvieron agrupadas con la formación Piñón de la región costera. Posteriormente han sido diferenciadas como la formación Macuchi y estudiadas más al detalle. La formación comprende areniscas volcánicas, limolitas, tobas turbidíticas redepositadas y lavas andesíticas, andesitas basálticas, volcanoclásticos gruesos (brechas) y sedimentos clásticos de grano fino (lutitas). Las lavas varían de porfiríticas de grano fino, masivas a vesiculares o


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almohadillas; muchas son principalmente de origen marino. Son rocas típicamente de color gris verdoso a gris, duras y compactas, interestratificadas, con estratos volcanoclásticos duros, de gran volumen. MIEMBRO CHONTAL En el sector norte del país, sedimentos no volcánicos aumentan en potencia y se dispersan ampliamente. Estos sedimentos, que representan la sección basal de la formación Macuchi, actualmente han sido denominados miembro Chontal, que reemplaza al término confuso de “Cayo de la Sierra” e incluye los sedimentos “Toachi”. Sedimentos argilíticos duros, silicificados y generalmente verdosos, cherts y lutitas, ocurren en una amplia área, al oeste del batolitos Apuela (cerros de Chontal). Al norte de Pasto, las rocas equivalentes a pizarras y filitas verdes, ligeramente metamorfoseadas, continúan en Colombia. Evidencia faunal (inoceramus, globutruncana, guembelina, globigerina, etc.), indica una amplia edad entre el Turoniano al Santoniano o Campaniano. Al oeste de Quito, existen sedimentos silíceos interpretados como radiolaritas asociadas con un complejo ofiolítico que han sido incluidos dentro del miembro “Chontal”; pero la ocurrencia muy difundida de tales sedimentos, dentro del afloramiento norte de la formación “Macuchi”, sugiere una sedimentación típica pelágica, en un ambiente eugeosinclinal. Los volcánicos de Macuchi están fuertemente alterados. Una edad (K/Ar) calculada en 51.5±2.5 Ma, corresponde al Eoceno (Inferior), para la Macuchi de la parte central del Ecuador. En composición, las lavas de la Macuchi varían de toleitas olivínicas a cuarzoandesitas, pero es evidente que la variación no es muy consistente, aunque las lavas basálticas pueden ser más comunes, en el flanco occidental, en la parte inferior de la secuencia y en el sur. Representan el material típico de un arco-isla, de ambiente marino. En general, el rumbo del arco volcánico de la Macuchi es NNE, a lo largo de la cordillera Occidental, pero ha sido deslizado tectónicamente en diferentes bloques por una serie compleja de fallas, con rumbo NE, las que posiblemente fueron activas en una gran parte del Cretáceo Superior y en el Cenozoico. El movimiento a lo largo de las fallas, fue en parte vertical y en parte horizontal (desplazamiento de rumbo dextral). Es posible que estratigráfica y estructuralmente sean secuencias volcano-sedimentarias litológicamente idénticas, pero de diferentes edades (Macuchi, Turoniano; Unacota, Eoceno) y actualmente están expuestas en bloques tectónicos cercanos, o que los volcánicos del Eoceno sobreyacen a los volcánicos del Turoniano, solo en ciertos lugares. FORMACIÓN SILANTE (Cretáceo Superior: Santoniano-Campeniano y/o Paleoceno a Eoceno Inferior) La formación Silante es una secuencia volcanoclática distintiva de capas sedimentarias rojizas que sobreyacen a la Macuchi, a lo largo del flanco occidental superior de la cordillera, en el norte del Ecuador. No es conocida en otro lugar, aunque previamente se le agrupó con los conglomerados de Cayo-Rumi, presumiéndose una edad Paleoceno. Sin embargo, al norte de Quito (Nono-Mindo), la Silante ha sido interpretada como subyacente de la formación Yunguilla del Maastrichtiano. Tentativamente se le ha fijado a la formación Silante una edad del Cretáceo Superior (Santoniano-Campaniano); sin embargo, anteriormente fue considerada como Paleoceno y Eoceno Inferior (supreyace anormalmente a Yunguilla) La Silante comprende areniscas volcánicas y conglomerados, graywackas, lutitas rojas y verdes, tobas redepositadas y ocasionalmente lavas; su espesor es por lo menos de 5.000 metros. Fragmentos de los conglomerados indican que los sedimentos son provenientes de


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la erosión y redeposición subareal de la Macuchi. posiblemente en una cuenca marina superficial o en un ambiente litoral. Los fósiles son muy escasos; los foraminíferos gaudryna, globutruncana y orbicides fueron interpretados como derivados de la Yunguilla; una conclusión dudosa, ya que el material detrítico basal de esta unidad, sugiere una erosión de las rocas de la Macuchi y no de la Yunguilla. Sin embargo, en el extremo norte del Ecuador, hay evidencia substancial, de que capas sedimentarias rojizas volcano clásticas de la Silante tipo, sobreyacen a la formación Yunguilla. Relaciones aparentemente confusas, sugieren que en efecto pueden ser secuencias litológicamente similares, que pertenecen tanto al Santoniano - Campaniano como al Paleoceno y Eoceno Inferior, pudiendo ser sucesiones de arco-volcánico de dos edades. FORMACIÓN YUNGUILLA (¿Maastrichtiano?) Lutitas negras fisibles, finamente estratificadas en capas delgadas, argilitas compactas con calizas delgadas y lavas, de la formación Yunguilla, recubren los volcánicos de Macuchi, en varios sectores de la cordillera Occidental. El contacto es bien definido, pero en el Norte es a menudo fallado, y la relación con la formación Silante es raramente observada. En la parte central del Ecuador, la Yunguilla pasa transicionalmente sobre la distintiva unidad conglomerática del miembro Cayo Rumi y en el sur del Ecuador (Cañar - Cuenca), pasa a las areniscas y arenas de grano grueso, del miembro Ingapirca. La secuencia argilacea de la Yunguilla (inferior), ha sido subdividida en tres, con una unidad calcárea intermedia, al norte, y dos en el sur. El espesor total sobrepasa los 1,500 metros. La presencia de Inoceramus (J. O´Rourke, 1965) y foraminíferos (Sigal y Savoyat, 1968, 1969 y 1970), ubican a la formación en el Cretáceo Superior (Maastrichtiano). La Yunguilla se correlaciona cronoestratigráficamente con la formación Tena del Oriente y fue depositada en una cuenca occidental (eugeosinclinal), y dividida de la cuenca Oriente por el eje emergente de la cordillera Real, que aportó gran parte de los sedimentos, para el conglomerado de la “Cayo Rumi”; como también, para las areniscas Tena. Mayores detalles estratigráficos de esta unidad se describen en el Capítulo 13 de este texto. MIEMBRO CAYO RUMI (Maastrichtiano) En la parte central del Ecuador, las series distintivas de arenas gruesas y conglomerados, cerca de la cresta de la cordillera Occidental, son distinguidas por la presencia de fragmentos de cuarzo blanco o vetas de origen metamórfico. En el área tipo (Guaranda Riobamba), conglomerados de cuarzo y areniscas (graywackas), están interestratificadas con calizas (Shobol), de edad Maastrichtiano. Aquí el miembro Cayo Rumi sobrepasa los 2.000 metros de espesor. Al sur del Chimborazo, en una transición hacia arriba, se encuentra claramente interdigitado, las lutitas típicas de Yunguilla, con los conglomerados de la Cayo Rumi. Más al norte, idénticos conglomerados de cuarzo, también cubren a las lutitas negras y a las graywackas (Pilaló-Apagua), pero estas rocas argiláceas están aparentemente asociadas con una unidad de andesitas-calizas, la que ha arrojado una fauna del Eoceno (formación Unacota). De aquí podrían haber dos sucesiones: lutitas / conglomerados, representados por la secuencias Yunguilla / Cayo Rumi, recubriendo los volcánicos de la Macuchi (Santoniano - Campaniano) y una secuencia equivalente sobre la formación Unacota (Eoceno). Hasta que las relaciones estratigráficas en el área de Pilaló sean mejor comprendidas, todas las ocurrencias de conglomerados cuarzosos, son


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agrupados como Cayo-Rumi, el cual representa el miembro superior de la Formación Yunguilla. MIEMBRO INGAPIRCA (Maastrichtiano) Una transición hacia arriba de argilitas, calizas negras y areniscas compactas, aparecen en el sur del Ecuador (Cuenca - Cañar). Los sedimentos arenáceos forman el miembro Ingapirca del tope de la formación Yunguilla; su espesor es mayor a los 1.000 metros y se presume que pertenece al Maastrichtiano. MIEMBRO RÍO PLAYAS (Maastrichtiano) En el sur del Ecuador, conglomerados, lutitas negras y rocas volcánicas, contienen fauna Maastrichtiense (heterohellx, globigerinelloides, sipsogenerinoides) que probablemente constituye otra facies local de la parte superior de la formación Yunguilla.


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EL CRETÁCEO DEL ORIENTE

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CAPÍTULO

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EL CRETÁCEO DEL ORIENTE(Fig. 7.1) FORMACIÓN HOLLÍN (Aptiano Medio-Albiano Medio) La localidad tipo se encuentra en el río Hollín, afluente del río Misahuallí, a 8 kilómetros, al noreste de Tena; además se presenta en el flanco este de la cordillera Cutucú y con menor frecuencia a lo largo del río Upano-Coca (Almeida, 1992). Está formada por areniscas blancas cuarzosas masivas o en bancos gruesos, porosas, de granulometría variable, a veces de aspecto sacaroidal, y presenta a menudo estratificación cruzada y ripple marks. Ocasionalmente aparecen intercalaciones de lutitas arenosas oscuras y raramente capas delgadas de guijarros. En la parte sur del levantamiento Napo (Fig. 2.6), se la ha dividido en tres miembros (Rivadeneira y Ramírez, 1986): MIEMBRO INFERIOR, con areniscas gruesas en la base, gradando a medianas hacia arriba. MIEMBRO MEDIO, que es limo-arcilloso con materia vegetal y ámbar. MIEMBRO SUPERIOR, con areniscas glauconíticas, intercaladas con lutitas negras, ligeramente calcáreas. Corresponde a un ambiente de depositación continental, fluvial en la base y de estuario en el techo.La formación Hollín, reposa en discordancia angular, sobre la formación Chapiza, al este de la cordillera de Cutucú; y hacia el oeste, yace discordante sobre la formación Santiago (Almeida, 1992). Su espesor es relativamente constante, con valores de 80 a 90 m en el norte y centro, pero aumentando hacia el sur hasta alcanzar los 240 metros en el río Chapiza (Rivadeneira y Ramírez, 1986). FORMACIÓN NAPO (Albiano Inferior - Campaniano Inferior) Su localidad tipo está en el río Napo, al oeste y este de Puerto Napo; también aflora a lo largo del costado este de la cordillera de Cutucú, y en los ríos Jondachi, Coca y otros (Almeida, 1992). La formación Napo fue dividida en tres miembros: Napo Inferior, Napo Medio y Napo Superior (Tschopp, 1955); pero se propone sacar el miembro “Hollín Superior”, e integrarlo a la formación Napo, bajo el nombre de Arenisca Inferior o Arenisca Basal (Petroproducción

FIG 7.1. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL JURÁSICO Y CRETÁCEO DEL ORIENTE ECUATORIANO (modificado de Rivadeneira y Ramírez,1985 ).Tomado de la tesis “corte Geológico de las formaciones Cretáceo –Terciarios en el frente de cabalgamiento andino entre Morona y Santiago”, 1998., por Moran Coello Honorio y Moyano Bohórquez Fernando. ESPOL Guayaquil-Ecuador


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ORSTOM, 1994); debido a que la Napo Inferior de Tschopp, está dividida actualmente en numerosas unidades informales; y que la Napo Basal, tal como es definida ahora, corresponde más o menos a un primer ciclo sedimentario transgresivo-regresivo, cuyo tope podría coincidir con una línea de tiempo bien definida. La siguiente descripción para los miembros de la formación Napo, se la obtuvo del informe final del Convenio ORSTOM-PETROPRODUCCION (Jaillard, 1997): NAPO BASAL.- Contiene en su parte más basal la “Arenisca inferior”, luego viene la “Caliza C”, “Lutitas Napo Basal” y la “Caliza T”. “Arenisca Inferior”, corresponde a areniscas calcáreas o calizas arenosas, con lutitas y limolitas negras, que sumándose la presencia de glauconita señalan un medio marino. “Caliza C”, corresponde a calizas masivas estratocreciente, con lutitas negras y limolitas, siendo disminuida la fracción arenosa. “Lutitas Napo Basal”, son lutitas negras laminadas ricas en amonites. “Caliza T,” son intercalaciones de margas y calizas arenosas. NAPO INFERIOR.- Contiene la “Arenisca T”, la “Caliza B” y la “Arenisca U”, que son areniscas cuarzosas, con intercalaciones de lutitas negras (“Lutita U”). La “Arenisca T” comprende limolitas granocrecientes y areniscas calcáreas. La “Caliza B", son calizas masivas bioturbadas y muy fosilíferas. Las “Areniscas U", son areniscas arcillosas, cuarzosas, no calcáreas. Se las puede dividir en: Arenisca U Inferior, U Media y U Superior. La “Lutita U” corresponde a lutitas negras de medio marino. NAPO MEDIO.- Está formada por calizas micríticas conocidas como Calizas “A” y “M2” y la “Arenisca Glauconítica M2”, que está situada entre las dos calizas anteriores. NAPO SUPERIOR.- Predominan las lutitas gris oscuras, con intercalaciones delgadas de calizas arenosas (“Calizas M1”) y una arenisca conocida como “Arenisca M1” que aumenta de espesor hacia el sureste y desaparece al oeste y centro de la cuenca. El ambiente de depositación de la formación, es de plataforma marina somera. El espesor de la formación varía de 250 a 400 m, alcanzando valores máximos de 770 y 1.000 m en el río Chapiza cerca de la frontera con Perú. La edad que se le asigna a la formación Napo es Albiano inferior-Campaniano inferior (Faucher y Savoyat, 1973). FORMACIÓN TENA (Maastrichtiano - Paleoceno) La localidad tipo se encuentra en los alrededores de la ciudad de Tena. Contiene arcillas abigarradas, mayormente rojas a marrones, siendo este color rojo acentuado en superficie, pero en profundidad, son sobre todo grises y verdosas. Además, contiene lutitas y limolitas algo calcáreas, areniscas cuarzosas claras, que se encuentran en la base y el tope, una menor presencia de margas y calizas arenosas, comúnmente piritosas (Bistow & Hoffstetter, 1977). Su ambiente de depositación es continental, con incursiones marinas.


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No existe una discordancia angular entre la formación Tena y la Napo, pero se presenta un hiato sedimentario entre ambas, debido a una erosión en la parte más superior de la formación Napo (Faucher y Savoyat, 1973). Su potencia es muy variable, aumentando desde el norte (400 m), al sur (600 m) en la zona subandina, y desde el este en la cuenca amazónica (272 m) en el pozo Tiputini-1; al oeste, más de 1.000 m (Faucher y Savoyat, 1973). Se han encontrado fósiles Maastrichtiense en la formación Tena, pero podría alcanzar hasta el Paleoceno según Tschopp (1953) sin confirmación posterior.

EL TERCIARIO DE LA COSTA

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CAPÍTILO

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EL TERCIARIO DE LA COSTA (Tablas.3.1 y 5.1) ROCAS IGNEAS BASALTOS (¿Paleoceno - Mioceno?) Basaltos, diabasa y doleritas, con carácter más calcoalcalino que los de la formación Piñón, y cuya presencia obedece a un volcanismo mas reciente, han sido atribuido al Mioceno. Estos basaltos se presentan en pilowlavas, observados en la región de Olón y al norte, en Montecristi y Manta (Lámina 7). INTRUSIVOS (Eoceno-Mioceno) En partes de la cuenca de Manabí, existen cuerpos intrusivos de gabros, dioritas, sienitas y rocas afines, emplazados a manera de diques que cortan las formaciones miocénicas, en especial las formaciones Villingota y Angostura. GRUPO AZÚCAR (Paleoceno) Corresponde a variaciones de facies de lutitas, areniscas y conglomerados, depositados en un ambiente de pie de talud continental. Se reconocen dos formaciones del grupo Azúcar: la mas antigua, denominada formación Estancia, que corresponde a capas delgadas de lutitas, depositadas al rededor de un abanico marino profundo, y la formación Chanduy, mas moderna, integrada por areniscas masivas y conglomerados, depositados al pie del talud continental. FORMACIÓN ESTANCIA (Paleoceno) Es la parte basal del grupo Azúcar. Consiste en intercalaciones de areniscas finas, silíceas, a veces microconglomeráticas y lutitas silíceas negras, endurecidas (Lámina 8) La areniscas, además de la presencia de cuarzo, poseen un notable porcentaje de ilmenita, mica, feldespato, sílice y fragmentos de rocas ígneas, pudiendo ser clasificadas como graywackas a subgraywackas. En la península de Santa Elena, a la formación Estancia se la conoce como formación San José. Tiene un espesor que va entre 1.350 a 1.500 metros, sobreyaciendo discordantemente al miembro crertáceo Guayaquil Chert.

LÁMINA 7. VOLCANISMO TERCIARIO DE LA COSTA. Almohadillas de lava basáltica paleo - miocénicas, ocurren en algunas localidades, al norte de costa ecuatoriana. Esta exposición, corresponde a un afloramiento de diabasa en la cuenca de Manabí.


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LAMINA 8. FORMACIÓN ESTANCIA (Paleoceno). Estratos potentes de areniscas finas silíceas alternantes con lutitas silíceas negras endurecidas se encuentran en posición normal, buzando 86° hacia el noreste. Obsérvese que hacia la derecha de la exposición, los estratos se vuelven verticales, (Localidad: faro de Playas 556.5/9708.4)


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FORMACIÓN CHANDUY (Paleoceno-Eoceno Inferior) Es la parte superior del grupo Azúcar. Su nombre se deriva del cerro Chanduy. Consiste de capas pluridecimétricas a plurimétricas, de areniscas microconglomeraticas, silíceas, macizas, menos endurecidas que las areniscas de la Estancia; así como conglomerados cuarcíticos en canales, dentro de areniscas y capas de lutitas grises (Lámina 9) FORMACIÓN SAN EDUARDO (Eoceno Medio) Calcarenitas y calcilutitas turbidíticas, depositadas en aguas profundas, sobre el flanco sur de la cordillera de Chongón – Colonche y el flanco norte del horst Azúcar – Playas, constituye la formación San Eduardo (Lámina 10). Se reconocen dos miembros en esta unidad: el miembro San Eduardo, que es el mas antiguo, y el miembro Javita (Bristow y Hoffstetter, 1977). MIEMBRO SAN EDUARDO (Eoceno Medio) Corresponde a la sección inferior de la formación San Eduardo. Aflora cerca de Guayaquil y en San Antonio, cerca de Playas. Se caracteriza por presentar fragmentos de algas arrecifales, guijarros de calcilutitas y acumulaciones de chert. Sobreyacen en discordancia angular, en algunos sectores, con el miembro Guayaquil Chert. Un ancho de hasta 200 metros se ha reportado en su localidad tipo, en la vía Guayaquil - Chongón, sector San Eduardo(618.6/9759.5). MIEMBRO JAVITA (Eoceno Medio) Corresponde a la sección superior de la formación San Eduardo. Aflora en el flanco sur y oeste de la cordillera Chongón-Colonche. Consiste en calcarenitas de color crema a gris café, de grano grueso, alternando con conglomerados o brechas. Son comunes lutitas calcáreas, en la base, y raros son los nódulos de chert. El espesor varía entre 0 y 60 metros. GRUPO ANCÓN (Eoceno Medio y Superior) El grupo Ancón representa dos unidades estratigráficas: la formación Socorro, que es la mas antigua, y la formación Seca. FORMACIÓN SOCORRO (Eoceno Medio y Superior) Ocurre en la zona de Ancón, en la península de Santa Elena. Esta integrada por dos miembros: el miembro Clay Peble Beds, que es el mas antiguo, y el miembro Socorro MIEMBRO CLAY PEBBLE BEDS (Eoceno Medio). Se trata de brechas sedimentarias, del piso superior del Eoceno Medio. Están conformadas por fragmentos de guijarros de arcillas, cuarzo, cuarcitas, conglomerados, chert, rocas ígneas, calizas y olistolitos de areniscas turbidíticas, derivados de las formaciones preexistentes, aglutinados en una matriz de arcilla verde grisácea.

LAMINA 9. GRUPO AZÚCAR: FORMACIÓN CHANDUY (Paleoceno-Eoceno Inferior). Conglomerados de cantos rodados de cherts, areniscas y cuarzo, en matriz silícea constituyen estos rellenos de canales de pie de talud continental (localidad: 554.6/9735.8).


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LAMINA 10. FORMACION SAN EDUARDO (Eoceno Medio). Flisch calcáreo deformado por deslizamientos (slumps) en dirección sur, caracterizan este afloramiento (localidad: 607.0/9759.9).


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MIEMBRO SOCORRO (Eoceno Medio - Superior) Es la unidad superior de la formación Socorro, emplazada en contacto fallado, con el infrayacente miembro Clay Peble Beds. Se caracteriza por la presencia común de deformaciones sin-genéticas, debido a deslizamientos y fallas. (Lámina 11). Estratigràficamente es un flysch compuesto de capas delgadas de areniscas finas con secuencias turbiditica A, B, y C, alternantes con lutitas de color gris verde. Su espesor se estima en 700 metros. (Lámina 12) FORMACIÓN SECA (Eoceno Superior) Aflora en la cuenca Ancón. Se reconocen dos miembros de esta unidad: el mas antiguo que corresponde al miembro Lutitas Seca, y el superior al miembro Arenisca Punta Ancón. MIEMBRO LUTITA SECA Lutitas turbidíticas dístales y areniscas y lutitas de color pardo amarillento, en capas gruesas estratocreciente, se sobreponen al miembro Socorro. Se reconocen tres biofacies: nerítica, arrecifal y de radiolarios (Lámina 13) MIEMBRO ARENISCA PUNTA ANCÓN (Eoceno Superior) Areniscas graywáckicas con algunas capas arcillosas, conglomerados ligníticos, capas calcáreas y lutitas interestratificadas, han sido clasificadas como miembro superior de la formación Seca. Este miembro, se emplaza en disconformidad sobre el miembro Lutitas Seca (Lámina 14). FORMACIÓN SAN MATEO (Eoceno Superior) Por su similitud litológica, es comparable con unidades del grupo Ancón de la península de Santa Elena. Ocurre tanto en el este como en el este de la cordillera de Chongón-Colonche, en la provincia de Manabí. Dos facies superpuestas caracterizan esta formación: la mas antigua, formada por un flysch turbidítico blanco amarillento y gris verdoso, con capas delgadas de limolitas y areniscas de grano fino, alternantes con lutitas, que hacia arriba de la sección se vuelven mas delgadas y limosas (Láminas 15), y la fecie superior, compuesta por tobas blancas, en su base, y hacia el tope, un potentes conjunto conglomerático de flujo de detritos con bloques anormalmente grandes, que indican un mecanismo de hundimiento en ambiente marino no torrencial (Lámina 16). En la parte sur de la cuenca de Manabí, la formación San Mateo sobreyace a las calizas de San Eduardo. El espesor de San Mateo se estima en 800 metros. FORMACIÓN LAS DELICIAS (Oligoceno Inferior) Al norte y noroeste de la cordillera de Chongón-Colonche, se presentan lentes de calizas, alternantes con areniscas calcáreas bien estratificadas y brechas calcáreas, con fragmentos de la formación Cayo, que parece tener relación estratigráfica con algunas facies del grupo Ancón y puede ser equivalentes a limolitas arcillosas calcáreas y lutitas tobáceas calcáreas, que se presentan sobreyaciendo a las formaciones Cayo y San Eduardo, en el flanco sur de la cordillera de Chongón- Colonche, conocida como formación Las Masas.

LÁMINA 11. CONTACTO FALLADO DEL GRUPO ANCÓN: MIEMBROS SOCORRO – CLAY PEBBLE BEDS. Se observa el flisch silíceo del miembro Socorro, fuertemente deformado (lado izquierdo de la fotografía), sobreyaciendo en contacto fallado, a una brechas sedimentarias mas antiguas, conocidas como miembro Clay Pebble Bed (localidad: 515.7/9742.8).


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LÁMINA 12. MIEMBRO SOCORRO DE GRUPO ANCÓN. Secuencias de turbiditas con horizontes completos se presentan en esta exposición, que constituye la sección superior de la formación Socorro. (Localidad: 518.0/9741.28).


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Lamina 13. Disconformidad Miembro Socorro - Miembro Lutitas Seca. Lutitas y areniscas pardas, estratocrecientes, del miembro Lutitas Seca (sección superior del grupo Ancón) en contacto disconforme con areniscas laminadas de secuencias turbidíticas A, B, C, del miembro socorro (Localidad 518.0/974.2)

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LÁMINA 14. DISCONFORMIDAD LUTITAS SECA – ARENISCA PUNTA ANCÓN. El horizonte inferior mas obscuro, constituido de luitas limosas, está en contacto disconforme con arenisca arcillosa de consistencia graywáckica de la sección superior. Obsérvese bloques distribuidos al azar (debris flows), que señalan deslizamientos (Localidad: 511.7/9743.7)


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LÁMINA 15. FORMACIÓN SAN MATEO INFERIOR. Sedimentos turbidíticos marinos decimétricos, de areniscas, limonitas y lutitas verdes, caracterizan esta exposición. Hacia arriba la sección se vuelve mas limosa y estratodecreciente (Localidad: 518.3/9820.1)


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LÁMINA 16. FORMACIÓN SAN MATEO SUPERIOR. Flujo de detritos con bloques de tamaño heterogéneo, indica un mecanismo de hundimiento en ambiente de talud marino profundo de cuenca marginal. (Localidad: 539.0/9835.6)


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Podríamos establecer tentativamente que el Oligoceno Inferior en la cordillera de ChongónColonche, está representado por las formaciones Las Delicias y Las Masas, encontrándose una laguna estratigráfica para el Oligoceno Superior. Al contrario este período se identifica en la Provincia de Esmeraldas con las formaciones Playa Rica, Pambil, Chumundé, Viche y San Agustín. FORMACIÓN PLAYA RICA (Oligoceno Inferior) Conocida solamente en el este de la provincia de Esmeraldas. Se caracterizan por horizontes de lutitas grises o negras, duras, laminadas, alternadamente con areniscas de grano grueso y angulares, con rica fauna arrecifal. Los afloramientos forman una amplia faja de rumbo SW - NE, con una inclinación dominante hacia el NO. Su máximo espesor es de 800 metros en algunas localidades. Descansa discordantemente sobre la unidad calcárea denominada en Esmeraldas como la formación Santiago, que es el equivalente de la formación Eocénica San Eduardo de la cuenca Progreso. FORMACIÓN PAMBIL (Oligoceno Medio) Conocida solamente al este de la provincia de Esmeraldas, subyace a la formación Playa Rica, y está debajo de la formación Chumundé. Litológicamente esta unidad se caracteriza por lutitas limosas, masivas, duras, de color gris verdoso en afloramientos frescos. El espesor de la unidad se calcula en 750 metros. FORMACIÓN CHUMUNDÉ (Oligoceno Medio) Capas de tobas volcánica duras, brillantes, de color verde-gris, con manchas irregulares de cenizas volcánicas, caracterizan esta unidad. Su espesor se estima entre 450 a 650 metros. FORMACIÓN VICHE (Oligoceno Medio) Ocurre a unos 40 kilómetros al sur oeste de la ciudad de Esmeraldas. Yace estratigráficamente en discordancia sobre la formación Pambil, en la cuenca Borbón de Esmeraldas. Su litología se caracteriza por conglomerados, areniscas mal clasificadas argiláceas y localmente calcáreas, en su base. Una secuencia gruesa de lutitas de color café a gris café, limosas, calcáreas, en parte tobáceas y localmente glauconíticas se emplazan en la sección superior de la serie. Se presenta con estratos discordantes a Pambil y Chumundé. Posiblemente la sección inferior de esta unidad, corresponde al miembro Zapotal de la formación Tosagua, de la cuenca Progreso. FORMACIÓN TOSAGUA (Mioceno Inferior–Mioceno Medio) Empieza por una transgresión marina y luego por una sedimentación circalitoral. Se distinguen tres miembros de esta formación: miembro Zapotal, el mas antiguo, miembro Dos Bocas y miembro Villingota. MIEMBRO ZAPOTAL ( Mioceno Inferior) Yace discordante sobre el grupo Ancón, tanto en la cuenca Progreso como en la cuenca de Manabí. Este miembro está formado por capas decimétricas a pluridecimétricas, de areniscas de grano medio, alternantes con limolitas. La base, es un conglomerado con guijarros subangulares, de tamaño variable de cuarzo, chert, areniscas y calizas. Su


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espesor se estima en 600 metros y aflora en los alrededores de la cuenca Progreso (Lámina 17). MIEMBRO DOS BOCAS (Mioceno Inferior) Consiste de lutitas suaves limosas, de color gris, que intemperizadas adquieren el color chocolate. Alternan con capas de limolitas y areniscas finas de color amarillo rojizo. Concreciones calcáreas, vetillas de yeso entre las lutitas y horizontes de lignito, nos indican depósitos de mar somero. El miembro Dos Bocas aflora al sur y oeste de la cuenca Progreso. Su espesor es de 1.500 a 2.400 metros(Lámina 18). MIEMBRO VILLINGOTA (Mioceno Inferior y Medio) Corresponde a la facies superior de la formación Tosagua. Este miembro esta formado por lutitas laminadas diatomáceas grises o habanas, en afloramientos frescos, que meteorizan a blanco. Es común la presencia de escamas de peces characoideos. Esta unidad contiene abundante microfauna bentónica y plantónica. Su espesor se calcula en 200 metros. (Lámina 19) FORMACIÓN PROGRESO (Mioceno Medio y Superior) Cubre totalmente la región central y norte de la cuenca Progreso, y es el equivalente estratigráfico del grupo Daule, en la cuenca de Manabí. Tres miembros constituyen esta formación: Subibaja, Progreso y Bellavista. MIEMBRO SUBIBAJA (Mioceno Medio) Representa la sección más baja de la formación Progreso. Sobreyace discordantemente al miembro Villingota y está concordantemente debajo del miembro Progreso. Areniscas y limos tobáceos blancos y arcillas rojizas, con lutitas y lentes de calizas, capas de areniscas y limos repetitivos, que indican mar poco profundo, es la característica estratigráfica de esta unidad de 1.800 metros de espesor. El equivalente del miembro Subibaja, en la cuenca de Manabí, es la formación Angostura. MIEMBRO PROGRESO (Mioceno Medio y Superior) Los sedimentos tienen aspectos de molasa con areniscas blandas y lutitas arcillosas. Es aproximadamente equivalente de la formación Onzole, en la cuenca de Manabí. MIEMBRO BELLAVISTA (Mioceno Medio y Superior) Constituye el relleno de la denominada depresión Bellavista. Consiste en areniscas, limos y capas lenticulares de calizas. Su espesor es desconocido y equivale a la formación Borbón de Manabí. GRUPO DAULE (Mioceno Medio Y Superior). Reconocido en la cuenca de Manabí. Tres unidades sedimentarias de mar somero, integran este grupo: Angostura, la mas antigua y equivalente estratigráfico del miembro Subibaja, en la cuenca Progreso; Onzole la intermedia, equivalente de miembro Progreso; y Borbón, la mas joven, equivalente del miembro Bellavista.

Lamina 17. MIMBRO ZAPOTAL DE LA FORMACIÓN TOSAGUA. Corresponde a la base del relleno transgresivo de la cuenca Progreso. Se caracteriza por conglomerados subangulares de cherts, cuarzos, areniscas, calizas y arcillas rojas (localidad: 573.9/9708.7).


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LÁMINA 18. MIEMBRO DOS BOCAS DE LA FORMACIÓN TOSAGUA. Lutitas limolíticas de color café y areniscas finas amarillentas integran esta unidad. La exposición corresponde al sustrato y borde de la planicie de Julcuy Provincia de Manabí (Localidad: 544.5/9840.0)

LÁMINA 19. MIEMBRO VILLINGOTA DE LA FORMACIÓN TOSAGUA. Lutitas blancas diatomáceas fuertemente fracturadas caracterizan este afloramiento de ambiente continental (Localización: 551.6/9834.1)


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FORMACIÓN ANGOSTURA (Mioceno Medio) En la base, conglomerado que insinúa carácter transgresivo: luego, capas de arenisca de grano medio a fino y lutitas calcáreas, poco consolidadas, dando un espesor total de 550 metros. Ocurre en los escalones orientales de la cordillera Chongón Colonche, sobre la formación Cayo y en la cuenca del Guayas. FORMACIÓN ONZOLE (Mioceno Medio) 250 metros de espesor, de limolitas silíceas azuladas y horizontes de areniscas finas, que se meteorizan a café amarillento, caracterizan esta unidad, equivalente al miembro Progreso. Se emplaza concordantemente encima de la formación Angostura y subyace también concordantemente a la Formación Borbón., FORMACIÓN PLAYA GRANDE (Mioceno Medio) Equivale a Daule (Progreso) y Bahía de Caráquez en Manabí. Capas de areniscas, lama dura, lutita laminada y toba volcánica de colores grises y azulados, descansa concordante sobre formación Onzole. FORMACIÓN BORBÓN (Mioceno Superior a Plioceno) Lentes de areniscas calcáreas coquinoidales, que indican un ambiente regresivo marino, areniscas de color gris azulado de grano medio a grueso, a veces conglomeráticas e intercalaciones de lutitas tobáceas, caracterizan esta unidad, equivalente al miembro Bellavista de la cuenca Progreso. Se presenta en los cerros de la cuenca baja de Manabí. Su espesor promedio es de 200 metros. FORMACIÓN PUNÁ (Plioceno) Se encuentra discordantemente sobre el miembro Bellavista, en la cuenca Progreso, siendo estratigráficamente equivalente a la formación Balzar, de la cuenca de Manabí. Aflora en las islas de la baja cuenca del Guayas. Está dividida en dos miembros: El más antiguo, denominado miembro Placer, que consiste en lutitas grises amarillentas y chocolate: y el miembro Lechuza, que sobreyace al anterior y que aflora únicamente al sur de la isla Puná, caracterizado por capas de areniscas coquinoidales y fragmentos de cuarcitas y chert negro. El espesor de la formación Puná se lo estima sobre los 1000 metros FORMACIÓN BALZAR (Plioceno) Aflora en una franja que limita el borde oeste de la alta cuenca del río Guayas con la cuenca de Manabí. Su litología consiste en conglomerados, areniscas calcáreas, limos y arcillas de color amarillento rojizo. Se trata de una terraza estuarina plio-pleistocénica de unos 300 metros de espesor. FORMACIÓN JAMA (Plioceno) Areniscas azuladas en parte, de estratificación cruzada, especialmente fosilíferas, con conglomerados locales azulados-verdosos y una repetición de areniscas blandas y areniscas guijarrosas del mismo color. Su espesor promedio es de 100 metros.


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CAPÍTULO

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EL TERCIARIO EN LA SIERRA (Tabla 3.1) A mediados y fines del Terciario (25–2,5 millones de años), se produjo una intensa actividad volcánica, sobre las rocas basales ya levantadas de las cordilleras Occidental y Oriental, que produjo un mayor levantamiento de los Andes. Hacia finales del Terciario, la actividad volcánica cesó en los Andes del sur del Ecuador. Sin embargo, durante los últimos 2,5 millones de años, a lo largo de las cordilleras del norte y del centro de los Andes ecuatorianos, continuó una intensa actividad volcánica que se extendió en el Cuaternario. Esta actividad produjo la avenida de los volcanes que vemos hoy en día. En el Mioceno, las cordilleras aún no habían alcanzado alturas comparables con las actuales. Al contrario, antes de su levantamiento grandioso en el Pleistoceno han sido reducidas, aún durante el proceso de plegamiento, a niveles tan bajos que el mar había penetrado desde el suroeste en la zona intra-andina austral, llegando a extenderse muy adentro entre las elevaciones de las cordilleras rudimentarias, formando bahías alargadas y cuencas de aguas poco salobres, casi dulces, temporalmente separadas del mar abierto. Las cuenca sedimentaria terciaras, situada en el sureste del país, como las cuencas Azuay Cañar, Loja, Malacatos, etc, se presentan plegadas y rellenas de sedimentos marinos, fluviales, lacustres y palustres, así como una importante cubierta de rocas aluviales, coluviales y volcánicas, cuaternarias. ESTRATIGRAFÍA GRUPO SACAPALCA (Terciario Inferior – Paleoceno) Volcánicos y sedimentos del Terciario Inferior ocupan el graben de Cariamanga en el extremo sur del Ecuador, cuyo rumbo es norte-sur. La formación Sacapalca está compuesta de piroclásticos andesíticos (tobas y aglomerados) y lavas de color marrón a gris, en variables proporciones. La formación Gonzanamá, sobreyace concordantemente a los volcánicos de Sacapalca; está compuesta de lutitas negras, limolitas y sedimentos arenáceos, con intercalaciones de tobas aglomeráticas y lavas. Las rocas están plegadas sobre los ejes N - S, dentro del graben donde su potencia alcanza los 3.000 metros. FORMACIÓN UNACOTA (Eoceno) Rocas volcanoclásticas y calizas interestratificadas con andesitas, que ocurren en la parte central de la cordillera occidental, fueron inicialmente agrupadas con rocas de litología similar, dentro de la formación Macuchi, del Cretáceo Superior. Posteriormente se descubrió que contenían fauna del Eoceno. En el área tipo (Unacota), las calizas presentan ínter estratificación de material volcánico. Calizas asociadas algunas veces con andesitas o


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volcanoclásticos, dentro de la Macuchi (sectores de Chimbo, Selva Alegre y Goaltal, en el norte del Ecuador), se estima, pertenecen a esta formación. La extensión de la formación Unacota es desconocida y posiblemente desarrollada esporádicamente; puesto que sólo pequeñas áreas, con fauna comprobada del Eoceno, han sido diferenciadas de la Macuchi; sin embargo, en razón a que los arcos volcánicos del flanco andino occidental fueron levantados y emplazados en series de deslizamientos tectónicos, hay la posibilidad de que delgadas sucesiones volcano-sedimentarias, actualmente expuestas en deslizamientos adyacentes, pueden ser originadas en diferentes edades. La fauna eocénica de las calizas Unacota es muy similar a la encontrada en las calizas San Eduardo de la costa, de origen arrecifal, de aguas superficiales, que por lo general producen calizas compactas. Este parecido sugiere que los pocos afloramientos de calizas actuales en la sierra, son simplemente remanentes de un cinturón marginal de arrecifes de aguas superficiales, asociadas con volcanismo de arco en etapas posteriores a la actividad volcánica. GRUPO SARAGURO (Oligoceno-Mioceno) En la parte central y sur del Ecuador, depósitos dispersos de volcánicos terciarios, de origen terrestre subareal, han sido distinguidos previamente, bajo una variedad de nombres. La edad de las formaciones individuales es dudosa, pero probablemente yacen dentro del Oligoceno al Mioceno inferior. El grupo Saraguro incluye las formaciones Alausí, Loma-Blanca, Saraguro y Chinchillo FORMACIÓN ALAUSÍ Se trata de dominantes lavas andesíticas (dacíticas y riolíticas) así como rocas piroclásticas, que ocurre en una amplia extensión de la vía Riobamba - Cañar, en donde una gran alteración hidrotermal, ha dado lugar a la formación de depósitos de azufre. FORMACIÓN LOMA BLANCA La formación Loma Blanca (Loja-Gonzanamá) comprende piroclásticos con una pequeña cantidad de lavas de composición intermedia. FORMACIÓN SARAGURO Vía Saraguro-Girón, es una secuencia alterna de lavas andesíticas y piroclásticos. FORMACIÓN CHINCHILLO La formación Chinchillo (Loja-Saraguro) subyace a la formación Saraguro. Incluye lavas andesíticas y riolíticas con escasos piroclásticos. FORMACIONES TERCIARIAS DE LAS CUENCAS INTERANDINAS DEL AUSTRO La descripción estratigráfica de las formaciones terciarias emplazadas en las cuencas interandinas Azuay-Cañar, Loja y Malacatos, consideradas las mas relevantes del Austro ecuatoriano, serán descritas en detalle en el Capítulo N ° 13.


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GRUPO CHOTA (¿Mioceno?) En el norte del Ecuador, rocas sedimentarias del Terciario se han desarrollado localmente en la cuenca del Chota, al norte de Ibarra. El grupo comprende una secuencia de clastos y piroclastos continentales de casi 3.000 metros de potencia. Incluye conglomerados, areniscas tobáceas, lutitas de varios colores de la formación Tumbatú inferior y brechas volcánicas, conglomerados y sedimentos tobáceos de la formación Chota Superior. Se le puede correlacionar con el grupo Azogues y/o Ayancay de la cuenca interandina Azuay – Cañar. FORMACIÓN PISAYAMBO (Mioceno-Plioceno?) La formación Pisayambo, consiste en una gruesa y extensa secuencia volcánica, a la que cubre grandes áreas de la cordillera en la parte central del Ecuador. Está bien expuesta en partes del valle interandino, y constituye gran parte de las escabrosas tierras altas, tanto al este como al oeste de Ambato. Los piroclastos son predominantes en la unidad inferior, la que incluye brechas gruesas y aglomerados, como también tobas, con algunas lavas. Flujos, masivos de lavas basálticas andesíticas, predominan en la parte superior. Está recubierta por conos volcánicos, presumiblemente pertenecientes al Plioceno. La presencia del material tobáceo en los sedimentos del Mioceno Superior (Chota el norte de la sierra y Chambira en el oriente), sugiere que una fase renovada de actividad volcánica, comenzó en la época del Mioceno Superior; por lo tanto, la formación Pisayambo se considera que pertenece al Mioceno Superior o Plioceno. GRUPO SICALPA (Plioceno) El grupo Sicalpa incluye piroclastos y esporádicamente lavas expuestos en el área tipo, alrededor de Riobamba, como también depósitos volcánicos provenientes de varios conos volcánicos estratificados antiguos y erosionados en el valle interandino al centro y norte del Ecuador (Sagoatoa, Igualata, etc.); estos conos son posteriores a las lavas Pisayambo y están más erosionados que los volcanes del Pleistoceno.


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EL TERCIARIO DEL ORIENTE

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CAPÍTULO

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EL TERCIARIO DEL ORIENTE (Fig. 10.1) Las unidades estratigráficas del Terciario en el oriente ecuatoriano, desde el Paleoceno al Plioceno, al igual que las cretáceas, han sido estudiadas y descritas en detalle, tanto por empresas particulares como por instituciones gubernamentales y misiones de países amigos, en razón a la importancia económica que representa la presencia de recursos hidrocarburíferos en dicha región. La siguiente descripción corresponde a las formaciones terciarias del oriente: FORMACIÓN TIYUYACU (Paleoceno-Eoceno Medio) La localidad tipo fue definida en el arroyo Tiyuyacu a 8 Km., al este de Napo. Se la ha dividido, sobre la base de la litología y con ayuda de los registros (compuesto sónico y de perforación), en tres miembros: Tiyuyacu Inferior o Conglomerado basal, Tiyuyacu Medio con lutitas y limolitas y Tiyuyacu Superior o Conglomerado Superior; claramente definidos e identificables en la parte norte y centro de la cuenca, no así al sur de la misma (Almeida, 1992). La sección inferior, consiste de conglomerados con bloques angulares a redondeados de cuarzo y sílice; areniscas cuarzosas y feldespáticas. La parte media presenta lutitas, argilitas y limolitas rojas, grises y verdes, con pirita. La sección superior está integrada por conglomerados subangulares a subredondeados de cuarzo blanco, de origen hidrotermal y cuarzo de origen metamórfico. El ambiente de depósito es continental, con incursiones marinas. Según Tschopp (1953) existe una ligera discordancia angular entre Tena y Tiyuyacu. Habría posiblemente una laguna de corta duración, entre el techo de la formación Tena y la base de la formación Tiyuyacu, por lo que Tiyuyacu, sobreyace en contacto disconforme a la unidad Tena. El espesor de la formación varía desde el sur (250 m) al norte (700 m) del levantamiento de Napo, y aumenta también desde el este al oeste, en la cuenca (Almeida, 1992). La edad de la formación Tiyuyacu se mantiene sin definición. La escasa fauna de foraminíferos aglutinados, sólo ha permitido dar una amplia edad de Paleoceno-Eoceno Medio (LABOGEO, 1990). FORMACIÓN ORTEGUAZA (Eoceno Superior - Mioceno Inferior) Nombre derivado del oriente colombiano, que es cada vez más usado en el oriente ecuatoriano (primeramente por geólogos de la compañía Texaco, antes de 1967). Consiste de lutitas de color café a gris-verde, algo calcáreas, dolomíticas, con cantidades menores de limolitas y areniscas.

FIG.10.1. COLUMNA ESTRATIGRAFICA GENERALIZADA DEL TERCIARIO DEL ORIENTE ECUATORIANO (modificado por Rivadeneira & Ramírez, 1985)


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El ambiente de depositación es deltaico-estuarino. Sobreyace en discordancia sobre la formación Tiyuyacu. Tiene un espesor menor a 300 m (146 m en el pozo Palo Rojo, perforado por AMOCO). La edad que se le asigna a esta formación es Eoceno Superior a Oligoceno, y podría llegar hasta el Mioceno Inferior (Geólogos de la A.E.O). FORMACIÓN CHALCANA (Mioceno Medio) La localidad tipo se encuentra en el arroyo Chalcana, afluente del río Tiyuyacu. Está formada por capas rojas de lutitas abigarradas con yeso e intercalaciones de areniscas ocasionalmente calcáreas. El ambiente de depositación es continental de aguas dulces, algo reductor. La formación Chalcana, sobreyace en transición gradual a la formación Orteguaza, o directamente sobre la formación Tiyuyacu, cuando ésta falta (Bristow & Hoffstetter, 1977). Su espesor varía de 650 m hasta 1.100 m. Se han encontrado microfósiles que le asignan a la formación Chalcana una edad Mioceno Medio (Geólogos de la A.E.O). FORMACIÓN ARAJUNO (Mioceno Superior) La localidad tipo se encuentra en el río Arajuno, tributario del río Napo, a 15 km. al sureste de Napo. Aflorando también a lo largo del domo de Napo. Según Tschopp (1953), la formación Arajuno está dividida en tres miembros: Arajuno Inferior, Arajuno Medio y Arajuno Superior. MIEMBRO ARAJUNO INFERIOR: Su litología se caracteriza por presentar areniscas con lentes de guijarros, pocos conglomerados e intercalaciones de arcillas bentoníticas; existe abundante hornblenda en las areniscas. MIEMBRO ARAJUNO MEDIO Consiste de arcillas de color rojo, con yeso en la base, que se transforman en tobáceas hacia los pisos de arriba. MIEMBRO ARAJUNO SUPERIOR Se caracteriza predominantemente por arenas, con algunos lignitos, arcillas ligníticas y vetas de carbón autóctono. El ambiente de depositación varía desde tipo continental a agua salobres. La formación Arajuno, está sobreyacente, en contacto bien definido con la formación Chalcana. Lateralmente al sur, se pone en contacto con la parte superior de la formación Chalcana (Bristow & Hoffstetter, 1977). Tiene un espesor variable, de hasta 1.000 m. Por correlación estratigráfica es considerada como de edad Mioceno Superior (Campbell, 1970; Bristow, 1973). FORMACIÓN CHAMBIRA (PLIOCENO) La localidad tipo se encuentra en la zona de Chambira, sobre el Alto Bobonaza, a 13 kilómetros al este de Canelos. A esta unidad, se la conoce con el nombre de Ushpa,


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al sur del río Pastaza. La parte inferior, consiste principalmente de areniscas conglomeráticas de grano medio a muy grueso, con numerosos horizontes de guijarros y de arcillas e intercalaciones de lutitas verde-azul, algo micáceas y arenosas (Bristow & Hoffstetter, 1977). La parte media, está compuesta de arenisca tobácea, con magnetita diseminada y conglomerados interestratificados con arcillas bentoníticas y manifestaciones de carbón. La parte superior, contiene capas de conglomerados. El ambiente de sedimentación es de tipo continental (depósitos tobáceos en abanico), que corresponde a una erosión intensificada de la cordillera Real. La potencia de esta formación varía entre 1.000 a 1.500 m. Está datada como pliocénica, debido al orden estratigráfico (Tschopp, 1953). FORMACIÓN MESA (Plioceno-Pleistoceno) La localidad tipo se encuentra en la región de Mera. Está formada por potentes terrazas, con intercalaciones arcillosas y de areniscas tobáceas, depositadas a través de abanicos, que se extienden desde los ramales orientales de los Andes, hasta 50 kilómetros al este. Presenta por lo menos cinco niveles de terrazas, escalonadas entre 1.460 y 450 m de altura (Bristow & Hoffstetter, 1977). La llamada "Mesa de Mera", está constituida de arcillas y areniscas tobáceas, con varios horizontes de conglomerados gruesos, con estratificación cruzada, de tipo torrencial; a veces se encuentran bloques de granito y gneiss, hasta de varios metros de diámetro. La formación Rotuno, con localidad tipo en el río Rotuno, afluente del río Bobonaza, se la incluye dentro de la formación Mesa, ya que consiste de una mesa fuertemente dislocada.

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CAPÍTULO

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EL CUATERNARIO EN EL ECUADOR CUATERNARIO SEDIMENTARIO DE LA COSTA Un estudio detallado, que permita diferenciaciones estratigráficas de muchas formaciones cuaternarias que ocurren en la costa ecuatoriana, se encuentra aún en etapa preliminar de investigación; por lo tanto, describiremos de manera general, las formaciones, que por su litología y emplazamiento, se han logrado identificar: FORMACIÓN CANOA (¿Plio - Pleistoceno?) Se caracteriza por acumulaciones de limos arenosos litificados, de origen marino, que sobreyacen directamente a la formación Punta Blanca, en las costas de Manabí. y se encuentra hacia arriba de la sección, con la formación Tablazo del Pleistoceno. Sus 100 metros de potencia presentan abundantes fósiles de moluscos marinos y foraminíferos del Plioceno Medio al Pleistoceno. FORMACIÓN CACHABÍ (¿Plio-Pleistoceno?) Comprende un espesor de 500 metros de arenas, lodos y tobas, con grava y horizontes de conglomerado, sobreyaciendo a la formación marina Borbón al extremo norte del Ecuador. Su edad es incierta, aunque se considera del Plioceno Superior a Pleistoceno. FORMACIÓN TABLAZO (Pleistoceno-Holoceno) Podemos observar a esta unidad, en algunos sectores de la cuenca del Guayas, en la península de Santa Elena, en la isla Puná, en el área de Manta y en general a lo largo del perfil costero ecuatoriano, incluyendo el norte del Perú. Cuatro niveles, que corresponden a diferentes facies de la formación, son reportados (Marchant, 1961): El nivel superior de 80 metros de altura, consistente en lumaquelas y areniscas calcáreas, que señalan un ambiente de mar abierto. El inmediato inferior o segundo nivel, de 40 metros de altura, que se caracteriza por horizontes de arenas finas, conglomerados y arcillas, con nódulos calcáreos y conchas, los cuales marcan un ambiente de aguas someras, de edad Pleistoceno Superior. El tercer nivel, de 10 metros de altura, constituido por horizontes de arenas color café, con fragmentos de conchas, al que se le atribuye un ambiente de mar abierto como el actual litoral, de edad entre el Pleistoceno Superior al Holoceno. Finalmente un cuarto nivel, el mas reciente, que se encuentra bajo el nivel actual del mar. De manera general, el espesor de la formación Tablazo es variable, habiéndose reportado un máximo de 80 metros en la isla Puná. En algunas localidades, esta unidad se encuentra sobreyacida por sedimentos del Reciente, tanto marinos como continentales.


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FORMACIÓN PICHILLINGUE (Pleistoceno-Holoceno) Este nombre se atribuye a la terraza fluviátil formada por los depósitos de los ríos Daule y Babahoyo en la alta cuenca del río Guayas. Estos sedimentos, sobreyacen a los horizontes estuarinos plio-pleistocénicos de la formación Balzar. Constituyen la parte central de la costa ecuatoriana. Su litología se caracteriza por conglomerados, arenas y arcillas, a veces coladas fangosas, con fragmentos de rocas de gran tamaño. Una parte de estos depósitos, están erosionados y redepositados, por efecto de la emersión general de la costa, acontecida en el cuaternario. El espesor de esta unidad, considerando tanto las terrazas mas externa como el relleno total cuaternario (pleistocénico - holocénico), se estima sobre los 1.000 metros. DEPÓSITOS COLUVIALES (Pleistoceno-Holoceno) Son acumulaciones de gravas, arenas y arcillas, que a manera de abanicos aluviales, se encuentran en las estribaciones de la cordillera Occidental de los Andes. Estos sedimentos, están relacionados con coladas fangosas, atribuidas a la última glaciación. DEPÓSITOS ESTUARINOS (Holoceno) Formados por sedimentación somera, emergida recientemente, y afectada en la actualidad por las mareas. Se trata de acumulaciones variadas, hasta de 100 metros de espesor (islas del río Guayas y perforaciones del golfo de Guayaquil), de arenas coquinoidales, arcillas y lumaquelas, depositadas en la planicie de la baja cuenca del Guayas; posiblemente encima de formaciones del Cuaternario Inicial (Pichillingue, San Tadeo), y en algunas localidades, emplazadas sobre la formación Tablazo. La presencia de esta sedimentación estuarina, observada también al norte de la costa ecuatoriana, marca un cambio de ambiente de depositación, evidenciando la emersión general de la región costera. DEPÓSITOS ALUVIALES (Holoceno) Constituye la depositación de conglomerados, arenas, limos y arcillas, dispuestas en terrazas, a lo largo de los actuales ríos y que se encuentran sobreyaciendo a las formaciones antes citadas, excepto a los depósitos estuarinos que son contemporáneos. CUATERNARIO SEDIMENTARIO DE LA SIERRA Lo integra depósitos indiferenciados, que incluyen tillitas, travertinos y terrazas aluviales. Masas considerables de coluviones o materiales de pié de monte, se consideran como parte del cuaternario indiferenciado de la sierra. CUATERNARIO SEDIMENTARIO DEL ORIENTE FORMACIÓN MESA (Plio-Pleistoceno) Conocida también como formación Rotuno, representa una serie de terrazas disectadas, compuestas de depósitos clásticos de tamaños medios a gruesos, derivados de la continua erosión de la sierra.


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Al oeste, cerca de la cordillera, la formación presenta unos 1.000 metros de potencia, mientras que al este de la zona subandina, es apenas de 100 metros de espesor. La formación Mesa, descansa sobre la unidad miopliocénica, Chambira, y está cubierta por sedimentos correspondientes a la formación Mera. FORMACIÓN MERA (cuaternario) Terrazas más jóvenes, abanicos coluviales, areniscas tobáceas y arcillas constituyen esta unidad. Hacia el este, las terrazas disminuyen su espesor, tamaño de grano y altura, gradando transicionalmente hacia el aluvión cuaternario parcialmente retrabajado, de las cuencas de drenaje actuales. EL CUATERNARIO VOLCÁNICO El arco volcánico en los Andes septentrionales, está constituido por numerosos estratovolcanes activos o apagados del Cuaternario, situado sobre terrenos andesíticos y riolíticos del Plioceno. Este arco se extiende desde la latitud 5° N.(cerca de Manizales Colombia), a 3.5 ° S. (Loja), una distancia de unos 1.100 Kilómetros (Hall, 1977). La franja de estratovolcanes andesíticos, deja de existir con el volcán Sangay, a la latitud de 2.5° S. y no reaparece hacia el sur, si no, hasta llegar a la región de Arequipa, Perú, El paisaje volcánico que enriquece la sierra ecuatoriana, debe su origen principalmente a los eventos volcánicos, que datan desde los principios de la época pliocénica, hace 5 Ma. No obstante, vale dejar en claro, que el volcanismo actual, viene desarrollándose al menos en forma esporádica, desde el Oligoceno Tardío, hace 26 Ma., como resultado de la disrupción de la antigua placa Farallón y el nacimiento de las placas oceánicas, Cocos y Nazca. Al norte de la provincia del Cañar y de la línea de segmentación "golfo de Guayaquil", propuesta por Hall y Wood (1985), los Andes ecuatorianos, están caracterizados por la presencia de un magmatismo cuaternario, manifestado por grandes estratovolcanes de afinidad calco-alcalina. En la sierra norteña en cambio, se considera que los volcanes están distribuidos en cuatro filas o zonas semi-paralelas, siendo ellas, la cordillera Occidental, el valle interandino, la cordillera Real y el Oriente. VOLCANES DE LA CORDILLERA OCCIDENTAL. A lo largo de la cordillera Occidental, tenemos el frente volcánico o fila de volcanes, que define más típicamente el arco volcánico. El rumbo de esta fila es aproximadamente nor noreste, desde el Chimborazo al sur, hasta el Chiles, en el límite con Colombia. En total, la cobertura volcánica tiene unos 360 kilómetros de longitud y 30-40 kilómetros de anchura. Las elevaciones de los estratovolcanes principales, alcanzan los 4.500 - 5.000 metros; sin embargo, el Chimborazo llega a 6.310 metros, siendo uno de los volcanes más altos de los Andes septentrionales. El frente volcánico contiene los siguientes volcanes: Chimborazo, Carihauirazo, Quilotoa, Razayacu, Almas Santas, Illiniza, Corazón, Ninahuilca, Guagua y Rucu Pichincha, Casitagua, Pululagua, Cotacachi, Cuicocha, Yanaurcu, Píllaro, Huanquillaro, Iguin, Cifazón, Chiles, Cerro Negro de Mayasquer y muchos otros volcanes y centros de emisión de tamaño menor. La ubicación de los volcanes está controlada por la presencia de otras fallas y fracturas, que interceptan en forma diagonal (NE-SW o NW-SE) a


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la fractura principal. Son las fallas y fracturas de mayor profundidad, que han dado acceso a los magmas en superficie. CHIMBORAZO (Fig.11 .1 # 51). Ubicado al extremo sur de la cordillera occidental, a unos 30 kilómetros al noroeste de Riobamba. Se Caracteriza por ser un estratovolcán alargado en sentido este-oeste. Su cumbre occidental, es la más alta y joven. Sus laderas inferiores, se encuentran cubiertas por lava, lahares, tefras y flujos piroclásticos. Se estima que el período más reciente de erupción fue en el Holoceno, hace unos 11.000 años, caracterizándose por lavas, avalancha de escombros y flujos piroclásticos. Su estilo eruptivo fue estromboliano, con pobre distribución de cenizas. QUILOTOA (Fig. 11.1 # 44). Se localiza en la cordillera occidental, a unos 35 kilómetros al oeste de Latacunga. Se trata de un volcán formado por un lago cratérico de 2.5 kilómetros de diámetro, cuatro domos alineados, marcando el límite de la caldera y un domo emerge en el fondo de ésta. Sus flancos y zonas circundantes, se encuentran enterrados por material piroclástico. Las erupciones del Quilotoa son explosivas, formando columnas plinianas, acompañadas de flujos piroclásticos, caída de lapilli de pómez, formación de domos, perturbaciones en la laguna, emanación de gases, etc. NINAHUILCA (Fig. 11.2). Se ubica en la cordillera occidental, a unos 22 kilómetros al suroeste de Quito. Se caracteriza por ser un volcán joven, sin erosión glacial, constituido por un domo en el centro de la caldera, que tiene forma de herradura abierta al suroeste. Sus erupciones se presentan acompañadas de flujos piroclásticos, caída de cenizas con amplia distribución, formación de domos lávicos y lahares. Su impacto ha llegado tanto al valle interandino como al pie de los Andes. GUAGUA PICHINCHA (Fig. 11.2). Ubicado a 9 kilómetros al oeste de Quito. Se trata del centro de emisión más joven del complejo volcánico Pichincha, (Rucu Pichincha y Cóndor Huarchana). Es un estratovolcán activo (Lámina 20), cuya cumbre con picos en forma de herradura, se abre hacia el occidente (Lámina 21). PULULAGUA (Fig. 11.2) A pocos kilómetros al oeste de San Antonio de Pichincha, al norte de Quito.se ubica este volcán, formado por una caldera de 3 kilómetros de diámetro, que encierra al menos 10 domos volcánicos, localizados a lo largo de los flancos o dentro de ella. En relación a las erupciones del Pululagua, se han caracterizado cuatro eventos: Pull 4, el más antiguo, con bloques dacíticos y ceniza por el colapso del domo, se asienta sobre la formación San Miguel. Pull 3, capa espesa y monolítica de bloques y ceniza, producto del colapso de otro domo, color rosado, arriba y gris, abajo. Pull 2, colapso del domo límite de la


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FIG 11.1 ACTIVIDAD VOLCÀNICA CUATERNARIA Y RECIENTE EN LA SIERRA ECUATORIANA


FIG. 11.2 UBICACIÓN DE LOS PRINCIPALES CENTROS VOLCÁNICOS ACTIVOS DEL NORTE DE LA SIERRA ECUATORIANA.

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LÁMINA 20. VOLCÁN ACTIVO GUAGUA PICHINCHA. Obsérvese la explosión mas importante de estos últimos tiempos que tuvo lugar el jueves 7 de Octubre de 1999 a las 07:H06 ( Foto de exposición presentada en internet)

LAMINA 21 . CALDERA DEL VOLCÀN GUAGA PICHINCHA. Su forma de herradura está abierta hacia el occidente. Obsérvese conos de explosiones freáticas, comunes en el cuello volcánico julio, 1989). (fuente: Geotérmica Italiana, 1989).

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caldera, dejó depósitos monolíticos y ceniza café-rojiza, con clastos angulares. Pull 1, corresponde a flujos piroclásticos generados por erupciones, en el centro de la caldera, caída de lapilli y ceniza de pómez blanca. CUICOCHA (Fig. 11.1 #15) A pocos kilómetros al noroeste de las poblaciones de Otavalo y Cotacachi, se ubica el volcán Cuicocha, que forma parte del complejo volcánico Cuicocha - Cotacachi. Comprende una caldera de 2.5 kilómetros de diámetro y cinco domos, distribuidos al borde de la caldera. Enormes depósitos de flujos piroclásticos, generados durante las últimas erupciones, comprenden las grandes planicies que encierran a la caldera y se extienden hasta Otavalo y Cotacachi. Depósitos masivos de brecha lávica, resultantes del colapso de los domos, se encuentran a los largo del filo oriental de la caldera. VOLCANES DEL VALLE INTERANDINO (Figs. 11.1 y 11.2) En distintas partes del centro del callejón interandino, existen estratovolcanes simples y/o grupos de volcanes. Al norte de Riobamba, hay dos centros: Igualata, Mulmul y Llimpi; al sur tenemos, Calpi y los conos pequeños de escoria de Tulabug y Aulabug. Cerca del volcán Cotopaxi son los centros Saquigua, Santa Cruz (Chaupi) y Rumiñahui, justamente donde el graben interandino, gira hacia el noreste. Los volcanes Rumiñahui, Pasachoa e Ilaló, constituyen tres volcanes asentados sobre una fractura longitudinal, en el fondo del valle. Nuevamente el rumbo del valle gira al noreste, con los volcanes Mojanda, Cusín, Imbabura, Chachimbiro y Culinche. Aparentemente las posiciones de estos nudos y ciertos volcanes aislados, están controlados por la intersección de fracturas, que por un lado, son paralelas al fondo de la depresión interandina; y por otro, atraviesan al valle en forma diagonal. Los volcanes Igualata, Mulmul y Llimpi, deben su localización a la falla Pallatanga, que atraviesa a la región, desde Cajabamba, hasta Pelileo. El nudo de Rumiñahui y Cotopaxi, está gobernado por la intersección de las fallas y alineamientos de orientación NE SW (falla El Abra, falla Limpiopungo y otras) y NW - SE (falla Río Pita, falla Pilatón, falla Sarapullo, etc.). El Ilaló, se asienta al lado de la gran falla Antisana de orientación SW - SE. VOLCANES DE LA CORDILLERA REAL(Fig. 11.1) Al este del valle Interandino y a lo largo de la cordillera Real, se encuentra una franja de estratovolcanes, que aparentemente están dispersos, sin organización definida. La longitud de esta franja alcanza unos 350 kilómetros en el Ecuador, con una anchura de hasta 30 kilómetros. Su rumbo es subparalelo a la fila volcánica de la cordillera Occidental. En general, el basamento sobre el cual están emplazados estos grandes conos, es la formación Pisayambo o las rocas metamórficas. Los volcanes principales que definen esta franja volcánica, incluyen: Sangay, El Altar, Tungurahua, Quilindaña, Cotopaxi, Sincholagua, Antisana, Pambamarca, Cayambe y Cerro de Soche. Al sur del Sangay, desaparece esta fila volcánica, ya que estos volcanes se asientan sobre la línea de segmentación que separa corteza continental y zona de subducción, de carácter totalmente distinto (Hall y Wood, 1985). Por otro lado, vale destacar la presencia de la caldera de Chalupas de 20 kilómetros de diámetro, en cuyo interior, se encuentran los remanentes del estratovolcán Quilindaña. La


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formación de esta caldera, está relacionada con lo emisión de unos 100 kilómetros cúbicos de ceniza pumítica de composición riolítica (Beate, 1989), cuyos depósitos están intercalados en la formación Cangagua del Pleistoceno Tardío. TUNGURAHUA(Fig. 11.1 # 52 y Lámina 22) Ubicado a 33 kilómetros al sureste de Ambato, Es un estratovolcán joven, de forma cónica y simétrica, de 5.023 metros de altura sobre el nivel del mar, topografía circundante muy accidentada, de elevación variable entre 2.000 a 3.000 metros. Su actividad volcánica, se demuestra por 70 erupciones producidas en los últimos 3.000 años, pocas de las cuales generaron columnas eruptivas de gran altura. Han existido columnas de vapor que se han incrementado últimamente. Los productos volcánicos comunes del Tungurahua, consisten en lapilli de pómez de color gris a café grisáceo, además de fina a moderada lava vesicular, intercalada con flujos piroclásticos. COTOPAXI (Fig. 11.1 # 41 y Fig. 11.2) Se emplaza a 50 kilómetros al sur sureste de Quito. Representa un estratovolcán joven, de forma cónica, simetría, casi perfecta, cubierta por glaciares. Se trata de uno de los volcanes más activos del país, con 5.897 metros de altura. Su topografía circundante consiste de planicies de productos volcánicos. Durante los últimos 13.000 años, el Cotopaxi ha experimentado dos clases de erupciones: andesítica y riolítica. Caídas de piroclastos andesíticos de la época, distribución local (postinca). Hace 510+-200 años AP, caída de lapilli de pómez kaki clara. Flujos piroclásticos y caídas riolíticas de líticos obsidiánicos. Hace 4.500 años AP, el colapso de domos y ceniza riolítica. ANTISANA (Fig. 11.1 # 34 y Fig. 11.2) Ubicado a 50 kilómetros al sureste de Quito, sobre la cresta de la cordillera Real. Es un estratovolcán joven, de forma semicónica, en su lado occidental. Durante los últimos 20.000 años, ha experimentado un estilo eruptivo estromboliano, de carácter andesítico. Los flancos inferiores del cono joven, están constituidos por depósitos morrénicos, derrames de lava y potentes capas de piroclastos. Sobre un depósito morrénico (13.220+-90 años AP) , se encuentran por lo menos 17 caídas de lapilli y ceniza. VOLCANES DEL ORIENTE Pobremente conocido, es el pequeño grupo de volcanes alineados N-S, por encima del levantamiento Napo, unos 50 kilómetros al este de la cordillera Real. De este grupo, se destacan los volcanes Sangay (Fig. 11.1 # 55), Sumaco (Fig. 11.1 # 35), Pan de Azúcar (Fig. 11.1 # 31), Reventador (Fig. 11.1 # 22) y otros, asociados con la franja de fallas de cabalgamiento, que demarcan el pie oriental de los Andes. Se reporta que al noroeste de Puyo, existe una serie monogénica de pequeños centros volcánicos, orientados NO-SE, de carácter andesítico básico (INEMIN, Carta Geológico "Puyo"), cuya edad es desconocida.


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LÁMINA 22. VOLCAN TUNGURAHUA (5.023 metros). Volcán activo de forma cónica, simétrica que ha tenido 70 erupciones en los últimos 3.000 años. Su ultima actividad comenzó el 24 de octubre de 1999.


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VOLCANES DE LAS ISLAS GALÁPAGOS (Lámina 23) Las Islas Galápagos, compuestas de lavas basálticas y piroclastos cuaternarios, son derivadas de los típicos volcanes en escudo. El Grupo galápagos, consta de cinco unidades, de las cuales dos, son las más antiguas. VOLCANES MARINOS LEVANTADOS Comprende las islas del sureste del Archipiélago: Española, Santa Fe, Baltra, Seymor y pequeña parte de la Santa Cruz. Constituyen volcanes submarinos levantados, compuestos de acumulaciones de lavas, con esporádicas apariciones de calizas. VOLCANES EN ESCUDO BASALTO OLIVÍNICOS DEL SUR El grupo de islas Floreana, San Cristóbal y parte principal de Santa Cruz, corresponden a volcanes en escudo erosionados, que aparecen a cada lado del cinturón de volcanes submarinos con rumbo NW. VOLCANES DIFERENCIADOS CENTRALES La Isla Santiago, comprende un volcán en escudo compuesto de lavas y tobas. La isla Pinzón y la Rábida, corresponden a restos de conos volcánicos compuestos de flujos de lava. ISLAS DEL NORTE Las tres islas: Genovesa, Marchena y Pinta, representan cimas erosionadas de grandes volcanes en escudo. La Genovesa, desarrolló dos calderas y no hay evidencia de volcanismo histórico. La Marchena, es el resto de un volcán en escudo con conos piroclásticos erosionados y lavas. La Pinta, consta de un resto de volcán en escudo y resto de isla joven de un estratovolcán. La Isla Isabela, al oeste del Archipiélago, está integrada por dos islas alargadas, unidas recientemente. La parte sur, comprende los volcanes importantes de Sierra Negra y Cerro Azul, alineados NE - SW. La parte norte, comprende los volcanes Alcedo, Darwin y Wolf, uno de los volcanes más antiguos y grandes. La Fernandina, que descansa al SO y cerca del volcán Darwin, comprende un solo volcán grande; ha erupsionado, por lo menos 16 veces en los últimos 150 años. Ambas islas consisten de basaltos toleíticos libres y pobres de olivino. ESTRATIGRAFIA VOLCÁNICA DE LA SIERRA GRUPO ALTAR (Plio - Pleistoceno). Representan los centros: Altar, Quilindaña, Sincholagua, Puntas, Cayambe(CR), Rumiñahui, Pasachoa, Ilaló, Mojanda, Imbabura (VI), Pichincha, Cotacachi, Cerro Negro (CO). Constituidos por remanentes de volcanes, material piroclástico estratificado, de composición andesítica.


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LÁMINA 23 ACTIVIDAD MAGMATICA SUBMARINA TIPO “PUNTO CALIENTE. Las islas Galápagos comprende: conjunto de volcanes marinos levantados del sur este, volcanes en escudo basáltico – olivínicos del sur; grandes volcanes diferenciados centrales y volcanes en escudo del norte.(IGM, 1999).


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GRUPO LATACUNGA (Pleistoceno). Corresponde a la formación Latacunga (material volcánico no consolidado, tobas y pómez), formaciones aisladas como San Miguel- Chiche, de la depresión Huayabamba. formación clástica laharítica Riobamba y la formación arenotobácea Palmira. FORMACIÓN TARQUI (Pleistoceno) Gran parte de la sierra sur del Ecuador, está cubierta por una capa de depósitos volcánicos, ligeramente consolidados y alterados. Predominan piroclastos, consistiendo de aglomerados riolíticos o andesíticos, tobas, cenizas volcánicas e ignimbritas (Lámina 44).Presencia de horizontes menores no volcano-sedimentarios. Se estima un espesor de 1.200 metros. Madera fósil estudiada data entre 25.000 y 34.000 años. FORMACIÓN CANGAGUA (Cuaternario) Distribuida a lo largo del corredor interandino, desde Pasto, Colombia, hasta la provincia del Cañar. Se trata de una unidad estratigráfica de color kaki amarillenta, con un espesor de aproximadamente 100 metros, que cubre gran parte de la topografía actual del callejón interandino. Consiste en cenizas volcánicas, cenizas retrabajadas (especialmente por vientos), sedimentos fluviales y lacustres y suelos incipientes. Según Vera y López (1986), se trata en gran parte, de ceniza y polvo volcánico, compuesto de vidrio volcánico, pómez, cristales de minerales volcánicos y escasos fragmentos líticos. En consideración de lo anterior, se piensa que la fuente de la cangagua, era principalmente las calderas de los volcanes Chacana, Chalupas y otros centros de emisión, ubicados al este, y en menor grado de importancia, de los volcanes Pichincha, Mojanda, Quilotoa, Atacazo, Illiniza, Carihauirazo y otros. GRUPO COTOPAXI (Cuaternario). Está conformado por los centros: Cotopaxi, Tungurahua, Sangay y Antisana, Guagua Pichincha, Quilotoa y Pululagua. Consiste de lavas andesíticas y pirocláticas predominantes en la zona, además de varios depósitos de lahares y ceniza eólica; gradan transicionalmente hacia el cuaternario indiferenciado (tillitas, travertino, terrazas y depósitos aluviales.

GEOLOGÍA DEL SUR OESTE DE LA COSTA ECUATORIANA

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CAPÍTULO

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GEOLOGÍA DEL SUR OESTE DE LA COSTA ECUATORIANA Observando de manera general los rasgos geológicos de la costa ecuatoriana, se concluye que se trata de una zona de margen activo, estructuralmente muy compleja, en la que prevalecen fenómenos de subducción especialmente oblicua, que dan origen a fallamientos de cizalla, inversos y gravitacionales(fenómenos de deslizamiento). La cuenca Progreso - Santa Elena, como se la conoce en el borde noroccidental de Sur América y que incluye la cuenca Progreso de la provincia del Guayas, es una gran depresión de forma triangular, cuyos lados limitan de la siguiente manera: al oeste, la trinchera Ecuador - Colombia; al norte la cordillera de Chongón - Colonche y al sur, las montañas de Amotape. Estructuras morfotectónicas de gran importancia, tanto en el campo científico como económico, especialmente petrolífero, forman parte de este contexto, siendo las más relevantes, en el sector ecuatoriano, la cordillera de Chongón- Colonche, la depresión de ante arco, denominada cuenca Progreso propiamente dicha, la península de Santa Elena y el golfo de Guayaquil; y en el sector norte del Perú, la cuenca Talara y las montañas de Amotape (Fig. 12.1). ANTECEDENTES Desde el año 1981, geólogos franceses de la ORSTOM (actual IRD) y ecuatorianos de la ESPOL, realizaron el levantamiento del sur oeste de ecuatoriana, abarcando sectores de importancia económica, como la península Elena, cuenca del Guayas, cordillera de Chongón-Colonche, cuenca de Manabí Progreso.

geólogos la costa de Santa y cuenca

La realización de 45 cartas geológicas escala 1:50.000 de esta región, por parte de la Espol, con la cooperación de la organización francesa Orstom (actual IRD), permitió conocer con mayor detalle, rasgos geomorfológicos existentes, así como aclarar varios puntos relacionados con la estratigrafía, sedimentología y tectónica del sur oeste de la costa ecuatoriana. RASGOS GEOMORFOLÓGICOS Y EMPLAZAMIENTO GENERAL El sector sur oeste de la costa del Ecuador, donde prevalecen fallamientos gravitacionales y fenómenos de deslizamiento, consecuencias de una dinámica relacionada a subducción y movimientos de cizalla, nos enseñan una tectónica distensional, con los siguientes rasgos geomorfológicos (Fig. 12.2): Dos bloques levantados: la cordillera de Chongón-Colonche, de rumbo WNW-ESE, en la sección norte del área; y el horst Azúcar-Playas, de rumbo NNW-SSE, en la sección sur. La cuenca Progreso de la provincia del Guayas, dispuesta a manera de un semigraben o área


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FIG.12.1. CUENCA PROGRESO SANTA ELENA. De importancia en el campo hidrocarburífero (petróleo y gas). Como se observa, se trata de una depresión de forma triangular, limitada al oeste por la trinchera Ecuador – Colombia, al norte la cordillera Chongón –Colonche y al sur las montañas de Amotape.(PROEXPLO 2001., Ministerio de Energía y Minas del Perú).

FIG.12.2. LA CUENCA PROGRESO DE LA PROVINCIA DEL GUAYAS. Rellena de sedimentos litorales oligomiocènicos. Corresponde al extremo norte de la denominada cuenca Progreso – Santa Elena. Como se observa, su forma es triangular, con su ápice hacia el noroeste y su base abierta hacia el delta del río Guayas. Sus límites: La cordillera Chingón- Colonche, al norte, la cuenca Ancón, Al oeste y el Horts Azùcar- Playa, al sur.(según DGGM, 1983)

GEOLOGÍA DEL SUR OESTE DE LA COSTA ECUATORIANA 105


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de hundimiento, de forma triangular, de aproximadamente 80 kilómetros en sentido esteoeste, por 40 kilómetros en sentido norte-sur, Se emplaza entre la cordillera de ChongónColonche, al norte y el horst Azúcar-Playas, al oeste y sur; encontrándose abierta al este, sobre la zona baja del delta del río Guayas. Esta cuenca, que representa el borde norte de la cuenca Progreso-Santa Elena, se encuentra rellena de sedimentos litorales Oligo miocénicos, imbricados, en una cuenca más antigua, de edad Eoceno Superior, conocida con el nombre de cuenca Ancón. Paralelo al flanco sur y oeste de la cordillera de Chongón-Colonche, en el límite entre ésta y la cuenca Progreso de la provincia del Guayas, se presentan dos bloques: uno hundido, la depresión Chongón y el otro levantado, el horst Chongón. Fig. (12.2) La cuenca de Manabí, emplazada al norte de la cordillera de Chongón-Colonche, la cual ha servido de barrera, para separarla de la cuencas Progreso y Guayas, se encuentra rellenada por sedimentos litorales del Oligoceno Superior a Mioceno Superior. La cuenca del Guayas, en el sector oriental, perteneciente al Mio-plioceno, rellenada por espesores importantes del Plio-cuaternario, constituye la plataforma Guayas y la cuenca Daule. Finalmente el golfo de Guayaquil, que con la cuenca Progreso de la provincia del Guayas y la península de Santa Elena, forman parte de la cuenca Progreso- Santa Elena antes descrita, de acuerdo al criterio de algunos investigadores. RASGOS TECTÓNICOS De las interpretaciones realizadas por investigadores de la Espol y de la Orstom, en la década de los años ochenta, se identificaron dos rasgos tectónicos importantes en la costa ecuatoriana: uno, relacionado con una tectónica de fallamientos sucesivos de bloques inclinados diferentemente, que a lo largo de la historia estructural de la región, ha creado un sistema de horsts y grabens; y otro, relacionado con el desplazamiento de grandes masas, originando cuerpos alóctonos de controvertida interpretación. Debe entenderse, que estos fenómenos, de carácter distensional, son consecuencias indirectas del mecanismo de subducción, en donde la Placa Nazca, que ha mantenido un continuo empuje oeste-este, ha dado origen a pendientes de talud en sentido contrario, y a fallamientos transcurrentes de dimensiones continentales. Por lo tanto, no es difícil imaginar, que además de sobrecorrimientos, que normalmente sobrevienen al empuje, desplazamientos de grandes masas, en el sentido del talud, pueden producirse, por efecto de gravedad. Informaciones de subsuelo en la cuenca Progreso, demuestran la existencia de por lo menos 6.000 metros de sedimentos molásicos acumulados. La posición del basamento en la cuenca, es desconocida. La intensa subsidencia, con dominio de sedimentos pelíticos, claramente ha llegado con los hundimientos sucesivos, a lo largo de las fallas, en las zonas limitantes y sus juegos producen deslizamientos por gravedad, que intervienen sobre las pendientes así creadas, originando una contaminación de la cuenca por elementos alóctonos. EVOLUCIÓN GEOLÓGICO-ESTRUCTURAL Una de las interpretaciones sobre la evolución geológico - estructural del sector sur oeste de la costa ecuatoriana, es la siguiente:


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Una fase de compresión, iniciada por un desplazamiento del piso oceánico de tipo Atlántico, en el Cretáceo Medio. A partir del Turoniano Superior, en las partes deprimidas de la dorsal y lejanas a zonas continentales, se acumularon sedimentos pelágicos de consistencia silícea y carácter turbidítico profundo que constituyeron los miembros Cayo y Guayaquil, de edad Turoniano - Coniaciano - Maastrichtiano, respectivamente; a esta fase de compresión, algunos investigadores atribuyen el metamorfismo de la corteza oceánica, que produjo los metaesquitos verdes de la formación Churute; así como también, algunas rocas sedimentarias (formación Punta de Piedra). Los cuerpos granodioríticos existentes en esta área, han sido interpretados corno consecuencia de la continentalización del piso oceánico (Labrousse, 1985). Un mecanismo de acreción de corteza oceánica sobre las paleoestructuras de los Andes, tuvo lugar al fin del Cretáceo (formación Macuchi), así como la formación de una fosa y un talud profundo, emplazados al sur de la cordillera de Chongón-Colonche, la cual se encontraba en proceso de levantamiento. La depresión fue rellenada en principio por un flysch turbidítico del grupo Azúcar Inferior (formación Estancia), de edad Paleoceno; y posteriormente, por descargas de areniscas y conglomerados en depósitos de canales del Eoceno Inferior o Azúcar Superior (formación Chanduy), gracias a la pendiente SE-NW que existía desde los cerros de Amotape, en el norte del Perú, hacia la península de Santa Elena, a través del golfo de Guayaquil. En el Eoceno Medio, un flysch turbidítico calcáreo (formación San Eduardo), se depositó en los bordes de la cordillera de Chongón-Colonche y del horst Azúcar-Playas. Al fin del Eoceno Medio, un evento tectónico importante, levantó la pendiente que se mantenía en sentido SE-NW, basculando el talud, hasta adquirir una inclinación hacia el SW y formar la cuenca Ancón de la provincia del Guayas. Como consecuencia de este levantamiento, en el Eoceno Superior, se originó deslizamientos del grupo Azúcar, y en algunos sectores de la cordillera de Chongón-Colonche, del miembro Guayaquil Chert y Piñón, hacia la depresión Ancón. De esta manera, bloques exóticos de diversos tamaños, relacionados con las formaciones preexistentes, se desplazaron, usando como matriz un flysch silíceo, con turbiditas distales, que rellenaba la depresión, constituyendo así, la formación Socorro, denominada wild flysch, de la península de Santa Elena y de la región litoral, hasta Puerto López, al norte (Fig. 12.3). Capas masivas de graywackas y mantos delgados de areniscas y lutitas, se acumularon encima de la formación Socorro, constituyendo la formación superior de Ancón (formación Seca). En el norte de la cordillera de ChongónColonche, la formación San Mateo es el equivalente directo de Socorro. Según algunos investigadores, partidarios de la teoría olistostrómica (Asad, J., 1968), se establece la siguiente descripción, para explicar de manera general, el emplazamiento caótico de las unidades estratigráficas en la península de Santa Elena: • Complejo olistostrómico Santa Elena: subyacido por un complejo alóctono, caótico, constituido por bloques inmensos de rocas sedimentarias formadas por un desplome submarino de gran escala, hacia la cuenca Progreso • El olistostromo Wild Flysh es probablemente el bloque basal y sobreyace a las formaciones autóctonas Piñón y Cayo. • El sobreyacente olistostromo Azúcar es el bloque más grande, su espesor mayor es de 3.500 metros y ocurre en gran parte de la península de Santa Elena, excepto en la parte noroeste. Consiste de enormes a pequeños olistolitos de areniscas y conglomerados.

FIG 12.3.RELACIONES ESTRATIGRÀFICAS DEL GRUPO ANCON. Desplazamiento del grupo Azúcar hacia la depresión Ancón. Bloques exóticos de tamaños variados, relacionados con las formaciones preexistentes rellenan la depresión constituyendo la formación socorro.( Fuente: Petroecuador, 1999).



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Una laguna estratigráfica regional, separa el Eoceno Superior y el Oligoceno Superior; haciéndose evidente por la ausencia de depósitos de estas edades. Durante el Oligoceno Superior, se intensificó el levantamiento de la cordillera de ChongónColonche, dando origen al hundimiento de algunas áreas, como la cuenca de Manabí, cuenca del Guayas y golfo de Guayaquil. Este evento se relaciona directamente con un movimiento dextral, del sistema de fallas transcurrentes, denominado Guayaquil-Dolores, que con rumbo paralelo a los Andes se emplazó perpendicularmente al eje longitudinal de la cuenca Progreso (“Pull-Appart Basin”) (fig 12.1). Al fin del Oligoceno Superior y durante el Mioceno Inferior, se produjo una transgresión marina, dando origen a la acumulación de un relleno tipo molásico, de más de 6.000 metros de espesor (formaciones: Tosagua, Subibaja y Progreso en la cuenca Progreso y sus equivalentes Angostura Onzole y Borbón en la cuenca de Manabí). Terminado el Mioceno Superior y al principios del Plioceno, un evento tectónico hizo emerger las cuencas de Manabí y Progreso, mientras que una sedimentación más litoral, siguió en la cuenca del Guayas y golfo de Guayaquil, al pie mismo de la cordillera Occidental. Por efecto de este nuevo movimiento de bloques, se levantó definitivamente la cordillera de Chongón -Colonche; y los escalones del flanco sur, se curvaron y deslizaron parcialmente las capas de la formación Subibaja y del miembro Bellavista. En el estuario de la alta cuenca del Guayas y durante el Plioceno, se sedimentó la formación Balzar, mientras que al mismo tiempo y en el golfo de Guayaquil se depositó la formación Puná. Durante el Cuaternario y después de un débil hundimiento de toda la región, que permitió la acumulación de los Tablazos en el litoral y la formación fluviátil Pichillingue, en la alta cuenca del Guayas, se produjo el levantamiento general de la región, que hizo emerger estas formaciones, mientras que la sedimentación, continuó en el golfo de Guayaquil. De esta manera se diseñó el aspecto actual de este sector de la costa ecuatoriana. ESTRATIGRAFIA Y SEDIMENTOLOGIA DEL SUROESTE Veremos sucesivamente la estratigrafía de las formaciones de la cordillera ChongónColonche, del horst Playas-Saya y de la cuenca Progreso (Tabla 5.1) CORDILLERA- CHONGÓN COLONCHE. En la cordillera Chongón-Colonche y en toda la costa, el basamento está constituido por la formación Piñón, sitio de mayor anomalía gravimétrica positiva (+ 179 mgl.) de toda la América del Sur (Feininger, 1977), y es considerada por esto y por su carácter toleítico, como una simple corteza oceánica de edad Cretáceo. La formación Cayo, volcacno-sedimentaria, corresponde a la cubierta de una corteza oceánica. Para Feininger (1980), esta unidad litológica, corresponde a la cubierta de la formación Macuchi, considerada como un arco volcánico oceánico antiguo, de edad Cretáceo Superior-Paleoceno. La formación San Eduardo, de edad Eoceno Medio y Superior, está constituida por calizas algáceas, ricas en radiolarios y foraminíferos. Se trata de un flysch calcáreo, de extensión


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reducida, con secuencias que empiezan por areniscas calcáreas, de clasificación gradada y acaban por limos. Entre las capas aparecen los slumps, que sugieren deslizamientos hacia el sur. La aparente contradicción entre flysch y depósitos de algas, se explica, porque la formación San Eduardo y sus equivalentes, corresponden a materiales retrabajados de los arrecifes, depositados, en aguas más profundas, hacia el sur. La formación Las Masas (Oligoceno Inferior), que sigue transicionalmente a la San Eduardo, con lodolitas localmente calcáreas, corresponden también a una transgresión sobre un compartimento hundido de la cordillera de Chongón-Colonche. HORST PLAYAS- SAYA. Los flancos oeste y sur de la cuenca Progreso, están limitados por el horst de material Estancia (Paleoceno), sobre el cual descansan, de manera discordante, vestigios de un manto de deslizamiento, constituido por la formación paleocénica Chanduy y por consecuencia, alóctono (Lámina 24). La formación Estancia, integrada por alternancias de lutitas y areniscas finas en bancos delgados (Lámina 25), es la matriz sobre la cual se deslizó la formación conglomerática Chanduy y sus equivalentes. También es un flysch, cuyo ambiente de depositación, corresponde a la pendiente de un talud continental profundo. La formación Chanduy, muy endurecida y compuesta por guijarros de naturaleza volcánica y sedimentaria, se observa en los cerros de Chanduy, Azúcar y Playas (Lámina 26). Se trata de depósitos de plataforma continental, con progradaciones. Cerca del cerro Azúcar, se puede ver el rumbo anormal, entre el material Chanduy, bien estratificado, de rumbo azimutal 45°, y la matriz Estancia, deformada, de un azimut 115° . El estudio de la orientación de los cantos de estos cerros, muestra una procedencia del sureste; es decir, de un punto a lo largo de la costa del Perú, en el prolongamiento de la cadena de Amotape, pero situado en el mismo bloque, en relación con las fallas transcurrentes del golfo de Guayaquil. Estos cerros, constituyen vestigios aflorantes de un manto con trocadura basal. Atrás de estos macizos rocosos, localizados en algunos valles, se ven dispersiones del mismo material, retrabajados y colocados ortogonalmente, al frente del manto. CUENCA PROGRESO. La sedimentación en la cuenca Progreso, se ha caracterizado siempre, por la gran inestabilidad de las zonas limitantes y la existencia de paleocuencas. La transgresión Ancón, de edad Eoceno Medio y Superior (Tabla 5.1) se ha depositado en las partes bajas de una paleo superficie post Eoceno Inferior; y por lo menos, en dos zanjas: una, situada en la parte septentrional de la futura cuenca Progreso y que fue originada por la reconstitución de la barrera formada por la cordillera Chongón- Colonche, después de la transgresión del miembro Las Masas, sobre su compartimiento hundido, de la misma cordillera. Otra, en el sitio de la futura subcuenca Gómez Rendón. Las dos fueron iniciadas por el basculamiento en semigrabens de parte de las formaciones Cayo y Estancia. Los depósitos de la formación Ancón, constituyen una banda paralela a la cordillera; es decir, en dirección WNW-ESE, formada por una alternancia de areniscas, lutitas y arcillas, con turbiditas proximales, y en consecuencia, representa un flysch proximal en mar abierto. Después de un período de emersión, la cuenca Progreso va realmente a individualizarse,


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LAMINA 24. CONTACTO LITOTECTÓNICO ESTANCIA–CHANDUY. La formación Estancia (derecha), constituida por areniscas masivas, se emplaza en contacto fallado sobre la formación mas joven, Chanduy. Brecha de falla y estructuras en budinage por intensa deformación caracterizan este contacto. (localidad 564.8/9708.1).


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LÁMINA. 25. CONTACTO TRANSICIONAL ESTANCIA – CHANDUY- Conglomerados y areniscas potentes de la formación Chanduy (lado izquierdo de la exposición), en contacto transicional con capas decimétricas y centimétricas de areniscas finas y lutitas de la formación Estancia (localidad: 563.0/9708.4)


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LÁMINA 26. FORMACIÓN CHANDUY (PALEOCENO). Potentes estratos de areniscas microconglomeráticas y conglomerados arenosos rojizos, conformando numerosos canales, caracterizan esta unidad (localidad 563.0/9708.4)


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durante el Oligoceno Superior y a comportarse como una cuenca móvil, que va a afectar las formaciones Tosagua y Progreso. La formación Tosagua, se subdivide en los miembros: Zapotal, Dos Bocas y Villingota; sin embargo, no corresponde con los límites de los ciclos sedimentarios, de la misma manera que la formación Progreso, la cual fue subdividida en unidades: Subibaja, Progreso y Bellavista. Como consecuencia del ahondamiento brutal de la cuenca, el miembro Zapotal, presenta características de transgresión, que van a permitirle invadir toda la cuenca Progreso, así como también los pequeños grabens anexos. El miembro Zapotal se compone de conglomerados basales, areniscas gruesas con estratificaciones cruzadas y lutitas, en las cuales se pueden encontrar restos de plantas y moluscos. Con el miembro lutítico Dos Bocas (Mioceno Inferior Medio), se inicia una regresión generalizada en toda la cuenca, y por consecuencia, una tendencia al relleno de la cuenca, que va a continuar durante los depósitos del miembro Villingota (Mioceno Inferior Medio); y de las formaciones Subibaja (Mioceno Inferior Medio), Progreso (Mioceno Medio Superior) y Puná Inferior (Plioceno). El miembro Villingota, está compuesto por secuencias de areniscas finas y amarillas, en la base, y lutitas diatomáceas blancas. El contacto con la formación Subibaja, es discordante. La formación Progreso, tiene aspecto de molasa, con sus areniscas finas y sus lutitas friables. Es el sitio de oscilaciones tectónicas, que presenta estructuras de relleno de una cuenca y en particular, discordancias progresivas. El miembro Bellavista (Mioceno Superior), está compuesto por areniscas calcáreas y calizas algáceas, al tope. El relleno de la cuenca se sigue, con el depósito de la formación Puná Inferior, compuesta por areniscas y lutitas. Las últimas fases transgresivas, están constituías por los Tablazos de edad PleistocenoHoloceno. Estos hechos, nos permiten diferenciar cuatro (4) ciclos sedimentarios principales: El primer ciclo, de edad Cretáceo Superior - Cretáceo Tardío, está definido por la formación Cayo, con su miembro calcáreo Calentura; sus secuencias repetitivas de material volcanosedimentario y sus turbiditas del Cayo ss, aparecen como un depósito de plataforma continental o de tope de talud continental. El segundo ciclo, Paleoceno - Eoceno Medio, es representado por sedimentos de talud continental profundo, de abanico submarino (Clay Pebble Beds) y con mayor proporción de turbiditas profundas, pasando a facies de plataforma continental, con progradaciones (formaciones Estancia y Chanduy). El tercer ciclo, Eoceno Medio - Eoceno Superior, representa el depósito de flysch, en zonas menos profundas (formación San Eduardo y grupo Ancón).


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El cuarto ciclo, Oligoceno Medio - Mioceno Superior, está constituido por la individualización de las cuencas y su relleno, por sedimentos marinos someros, hasta sedimentos litorales y continentales. En consecuencia, tenemos en la costa ecuatoriana, la evolución y la emersión de algunas cuencas sedimentarias, desde el Cretáceo Superior, hasta el Mioceno Superior. TECTONICA. Los límites de estos ciclos sedimentarios, corresponden también a los límites de las principales fases tectónicas, en relación con la evolución de la margen activa de esta región. A lo largo de las costas ecuatorianas y peruanas, aparecen varios relieves marinos: Al norte, la cordillera de Carnegie, originada, debido al desplazamiento de la cordillera sobre un punto caliente (Lonsdale 1978.). Se acrecionó al inicio del Mioceno Inferior. Frente a Salinas, el relieve de Grijalba, que permite un desplazamiento vertical de más de 700 metros del basamento volcánico (Rea y Mafail, 1974). En el eje del golfo de Guayaquil, Alvarado Ridge y Sarmiento Ridge, que se pueden seguir en el continente, por accidentes que cortan la cuenca Progreso, aislando la isla Puná y que pueden ser fallas transformantes (Campbell, 1974, Feininger y Bristow,1980). Para Feininger y Bristow (1980), los accidentes del golfo de Guayaquil, han actuado por lo menos desde el Cretáceo Superior, y han permitido el desplazamiento, a lo largo de ellos, del arco activo Macuchi, sobre la placa Bolívar, hacia el sureste sobre 1000 kilómetros, hasta una zona de subducción, donde ha desaparecido. Después de la individualización del arco Macuchi, en el Maastrichtiano, el movimiento de la placa se invirtió y se desplazó hacia el noreste, llevando consigo, el arco inactivo y sus depósitos de cubierta (formación Cayo), hasta la abducción del arco con la cordillera occidental, en el Eoceno Inferior y la detención del movimiento en el Eoceno Medio. En el Eoceno Superior, la placa Proto Nazca, vuelve a tomar su progresión hacia el noreste, pero con un salto de subducción, es decir, a partir de una nueva zona de subducción situada 30 kilómetros al oeste de la precedente zona de subducción. Esta subducción se sigue hasta su parada en el Mioceno Superior, resultante de la creación de la cordillera Este Pacífico, que va a cortar la paleo placa de las Galápagos. La historia tectónica de la cuenca Progreso, es el reflejo de estos eventos, desde el Paleoceno, hasta la actualidad, que conducen a la emersión de una cuenca sedimentaria. Las fases tectónicas son bastante similares y repetitivas. Se inician por una fase de abombamiento, que produce inestabilidad en los depósitos y posiblemente formaciones de olistolitos. Una tectónica de ruptura, que favorece el hundimiento o el levantamiento de los bloques. Una tectónica de gravedad, que se traduce por otros deslizamientos sobre las pendientes, en relación con el sistema de fallas limitantes de la cuenca. Se individualizan cinco (5) fases tectónicas en la cuenca Progreso: Paleoceno, Eoceno Medio, Oligoceno Superior, Mioceno Superior y Plio Cuaternario.


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El miembro Guayaquil, puede resultar, ya sea, de una tectónica de gravedad de masa, o de una posible tectónica de compresión, que se puede observar en los cortes norte - sur, de la cordillera de Chongón - Colonche. Se observan varias fallas inversas, con fuertes buzamientos (70°) hacia el norte; zonas de cizallamiento sub horizontal ( 8 ° hacia el norte), jugando en fallas inversas; pliegues en las cercanías de las fallas inversas y generalmente una tectónica de compresión, que se nota por el reajuste de los planos axiales de los pliegues, paralelos con los rumbos de las fallas inversas; presencia de rizaduras (king bands) y monoclinales, que caracterizan esfuerzos distencionales y confirman deformaciones más tempranas. Los estudios de campo demuestran que la silificación de los cherts de la formación Guayaquil, fue lo primero y que después, en estado no consolidado, se produjo deformaciones (pliegues singenéticos). La edad de esta fase, que afecta sobre todo la formación Guayaquil, sería Cretáceo - Tardío. La existencia detrás de la cordillera, de un alineamiento de macizos rocosos andesíticos, paralelos a la cordillera, sugiere la hipótesis de una paleosubducción, de la misma edad que las andesitas (Cretáceo Tardío), entre dos pedazos de corteza oceánica. En este caso, esta paleosubducción, favorecería la creación de la futura cuenca Progreso, por la individualización de una trinchera, en el sitio de la futura cuenca. Esta paleosubducción, debe funcionar desde el Cretáceo Tardío, hasta su bloqueo, en el Paleoceno; y el fallamiento inverso, en relación con la subducción, va a producir complicaciones locales, que pueden iniciar funciones limitadas por fallas normales secundarias, durante la fase de distensión que va a seguir a la compresión. La fase Eoceno Medio, con el bloque de la subducción de la placa Farallón, produce últimas deformaciones, permitiendo el deslizamiento del sureste hacia el noroeste de las formaciones Chanduy y sus equivalentes, sobre la formación Estancia y el miembro Clay Pebble Beds, provenientes de un punto a lo largo del Perú y la emisión de olistolitos de Cayo sobre la pendiente de la cordillera Chongón - Colonche, que van a deslizarse sobre la formación Estancia y atravesarse sobre la futura cuenca Progreso. Durante esta fase, se individualizan en el norte de la cuenca Progreso, los horsts de Balsas y San Vicente. El desarrollo de una nueva zona de subducción, al final del Eoceno Superior, creó tensiones en la costa e inició el movimiento brutal de la cuenca Progreso, rellenada por la transgresión Zapotal (Oligoceno Superior), así como también, produjo los pequeños grabens vecinos, de rumbo este - oeste y norte - sur. Bloques caídos de la cordillera de ChongónColonche, se deslizaron, pero fueron atrapados en la cuenca, con el activamiento de la subsidencia y la individualización de la cuenca. Los olistolitos de San Antonio, derivados del levantamiento de la formación San Eduardo, que se encuentran a 10 kilómetros de la playa, a lo largo de la falla de La Cruz, son testigos de este evento. Una importante reorganización geodinámica se produjo a partir del Mioceno Inferior, donde prevaleció un sistema de subducción oblicua, que dio origen a fallamientos de cizalla. La placa Farallón se separa en placa Nasca y placa Cocos, originando, como se verá mas adelante, la apertura del golfo de Guayaquil, controlado por un megadesplazamiento de


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rumbo dextral, así como un sistema de "block faulting" en la costa y el hundimiento del compartimiento occidental de la cuenca Progreso, que produjo el relleno sedimentario con los miembros y formaciones Dos Bocas, Villingota, Subibaja, Progreso y Bellavista, acumulándose progresivamente, mientras que el compartimiento oriental en posición de horst, quedó poco afectado. Se crean dos sub cuencas, separadas por un surco: Gómez Rendón al sur, con un armazón de Villingota, limitada por el horst Azúcar-Playas; Julio Moreno al norte, con armazón de Subibaja. Las dos fueron rellenadas con la molasa de Progreso (Fig. 12.4). Un último esfuerzo, antes del cese de la actividad de la placa Farallón, produjo un levantamiento de las formaciones, delante de la fosa, y por consecuencia, un levantamiento generalizado de la costa y de los límites de la cuenca Progreso. Traduciéndose por deslizamientos de la subcuenca Julio Moreno sobre la subcuenca Gómez Rendón y deslizamientos en masa de la formación Bellavista, inicialmente depositada sobre las formaciones de la cuenca Progreso y la cordillera de Chongón-Colonche. Olistostromos de Bellavista se destacan y van a destruir los depósitos de la formación Progreso en la subcuenca Julio Moreno, produciendo una fracturación importante y una inclinación de los bloques hacia el norte, habiendo sido bloqueados por el armazón de Subibaja, constituyendo el basamento de la subcuenca Julio Moreno. La otra subcuenca Gómez Rendón, no fue afectada. Seguramente en esta época, es cuando la cuenca Progreso se fracturó en bloques, por la acción de fallas transformantes, individualizándose: la cuenca Progreso (ecuatoriana), la isla Puná y la cuenca Zorritos (peruana), que tienen la misma geología y los mismos depósitos. El desplazamiento se realizó a través de 150 kilómetros, a lo largo de las fallas transformantes, hacia el noreste, y en consecuencia, por lo menos la cuenca Progreso, sería considerada como alóctona. En el Pliocuaternario, la inestabilidad tectónica, se continúa de la misma manera que antes, con un "block faulting", que se traduce por el régimen de sedimentación de los ríos. Los ríos sedimentan en los grabens, dando cauces mayores, anchos e importantes y sobreimponen sus estructuras en los horst, formando gargantas sin sedimentación. Este sistema de hundimiento de los ríos, puede llegar a ser muy importante. Así sobre la costa, cerca de Engabao, se observan tres meandros sobrepuestos en el tablazo, lo que representa un hundimiento de 50 metros. Paleomeandros aparecen también, sobre todo, en los grabens. El levantamiento reciente generalizado, se manifiesta por un nuevo levantamiento progresivo de la cordillera de Chongón, que ha atravesado un paleomeandro; así como también, por la actividad de los accidentes limitantes de la cuenca Progreso, que ahora se manifiestan por fallas inversas, que permiten la aparición del material de Cayo, sobre los márgenes de la cuenca. CONCLUSIONES. El estudio de la Cuenca Progreso muestra: • •

La aloctonía de la formación Chanduy. La lenta emersión de la cuenca Progreso, desarrollada en el sitio correspondiente a diferentes paleocuencas imbricadas, desde el fin del Cretáceo, hasta el Mioceno Superior.


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FIG. 12.4.CUENCA PROGRESO DE LA PROVINCIA DEL GUAYAS. Dos subcuencas: Julio Moreno, al norte, con un armazón de miembro Subibaja y Gómez Rendón al sur, con un armazón del miembro Villingota, se formaron a consecuencia del hundimiento del comportamiento occidental de la cuenca Progreso.(Labrousse, Dugas, Nuñez del Arco., V Congreso Peruano de Geología,1983).


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En vez de ser la cuenca Progreso estática, como se consideraba anteriormente, corresponde a una zona activa, siendo por lo menos desde el Mioceno Inferior, una cuenca móvil afectada por mecanismos repetitivos. Los estudios de las figuras sedimentarias, paleocorrientes y slumps que afectan las formaciones de la cordillera Chongón-Colonche, muestran la conservación de la pendiente, a lo largo del tiempo; y en consecuencia, se establece que la cordillera Chongón-Colonche, estuvo emergida desde el Cretáceo Tardío, lo que corresponde a una probable fase de compresión, asociada a una paleosubducción de tipo corteza oceánica - corteza oceánica. Esta cordillera está limitada por dos fallas transcurrentes, que individualizan un pedazo de corteza oceánica derivada hacia el noroeste y en consecuencia, extraña a las estructuras de Los Andes. GEOLOGÍA DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA El basamento de la Península de Santa Elena está constituido por las formaciones Cretácea Piñón (volcánica) y Cayo (sedimentaria marina) de característica litológicas similares a lo antes descrito. Estas unidades constituyen los elementos autóctonos de la región. Encima de la formación Cayo, se encuentra la formación Santa Elena. del Cretáceo Superior, equivalente estratigráficamente al miembro Guayaquil Chert de la cuenca Progreso. Sobreyace a Santa Elena el grupo Azúcar(Paleoceno-Eoceno Medio), integrado por la formación San José equivalente a Estancia, en contacto discordante con Santa Elena, en la base y la formación Atlanta del Eoceno Inferior, equivalente a Chanduy, en el tope. La formación Passage Beds del Eoceno Medio, está encima de Atlanta y equivale al miembro Engabao de la cuenca Progreso. El Eoceno Medio a Superior en la península, está formado por el grupo Ancón, que en orden estratigráfico ascendente, corresponde a las formaciones Santo Tomás, en la base, asentada en contacto discordante sobre Passage Beds, Clay Pebble Beds, en el medio, y Seca en el tope de la sección. .(Lámina 27) La correspondencia estratigráfica de estas unidades está directamente relacionada con las de la cuenca Progreso. Durante el Oligoceno, el Mioceno y parte del Plioceno en la península de Santa Elena no se registró sedimentación alguna, o se erosionó todo un conjunto estratigráfico, por lo que rocas de edad cuaternaria, como la formación Tablazo y el aluvión se emplazaron discordantemente sobre rocas terciarias. La Tabla 12.1 representa un cuadro de relaciones estratigráficas entre las formaciones de la península de Santa Elena y la cuenca Progreso. MARCO ESTRATIGRÁFICO FORMACIÓN SANTA ELENA (Maastrichtiano) Sobreyaciendo a la formación Cayo, se encuentra la formación Santa Elena de edad Cretáceo Superior. Esta unidad por lo general se presenta en bloques aparentemente aislados, de diferente tamaño. sobre formaciones terciarias. Geólogos partidarios de la teoría olistostrómica le han dado a estos bloques el nombre de bloques exóticos o


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TABLA 12.1. RELACIÓN ESTRATIGRÁFICA ENTRE FORMACIONES DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA Y CUENCA PROGRESO. (ESPOL-ORSTOM, 1984)


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LÁMINA 27 GRUPO ANCÓN INFERIOR (EOCENO MEDIO) DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA. Se observa el contacto litotectónico entre el miembro Santo Tomás, fuertemente deformado por slump (izquierda de la exposición), subyaciendo al miembro Clay Pebble Beds. (localidad 563.0/9708.4).

wildflysch. Se trata de una serie de sedimentos muy silicificados que en algunos sectores se han transformado en cherts. Originalmente corresponde a sedimentos arcillosos y calcáreos, que se silicificaron por procesos secundarios. Según el investigador Thalmann, sobre la base de caracteres micropaleotológicos, consideró a esta formación de edad Cretáceo Superior (Maastrichtiano), equivalente al miembro Guayaquil Chert. Azad (1964, 1968) explicó las irregularidades de los afloramientos de cherts y su desorden, sobre la base de su teoría del complejo olistostrómico de Santa Elena. Demostró que los afloramientos de cherts encontrados en los sectores de Carolina, Santa Paula, Santa Elena, etc, son bloques exóticos aislados, que tienen contactos tectónicos en cada dirección y descansan sobre rocas eocénicas. (Lámina 28) A este conjunto de bloque caóticos de lutitas y areniscas silicificadas de la formación Santa Elena (Guayaquil Chert), de lutitas y areniscas silicificadas del grupo Azúcar, basaltos y rocas volcánicas de Piñón, etc., Azad los llamó "olistolitos o wildflysch" .


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FORMACIÓN SAN JOSÉ (Paleoceno) En la península de Santa Elena, el Paleoceno está representado por la formación San José, equivalente estratigráfico de Estancia o miembro inferior del grupo Azúcar de la cuenca Progreso. Ocurre comúnmente en bloques erráticos emplazados sobre formaciones terciarias mas jóvenes; por lo tanto, ha sido considerada esta unidad estratigráfica como parte del complejo olistostrómico de Santa Elena.(Lámina 29). El nombre de San José se lo debe a su localidad tipo, los cerros del mismo nombre ubicados a 7 kilómetros al oeste del poblado de Dos Bocas, donde ocurre una potencia de 120 metros. La litología de San José se caracteriza por areniscas micáceas de tonalidades verdosas a gris verdosas, que pasan a colores obscuros. Por intemperismo estas rocas se vuelven de color ladrillo. La posición estratigráfica referencial de esta unidad es sobre Santa Elena y bajo la formación Atlanta (Chanduy) (Tabla 12.1).

FORMACIÓN ARENISCAS ATLANTA U OLISTOLITO ATLANTA (Eoceno Inferior) Comprende estratigráficamente el nivel medio del grupo Azúcar, que se emplaza sobre la formación paleocénica San José y se encuentra bajo la denominada Passage Beds o Matríz Azúcar, correspondiente al miembro superior del antedicho grupo. Litológicamente consiste de areniscas grises a verdes que meteorizadas se vuelven de color café. Las areniscas por lo general son duras, bien cementadas y su matriz es argilácea o calcárea. A la formación Atlanta, se la caracterizó en principio como dos unidades diferentes: Arenisca Atlanta, en la base y Lutitas Atlanta, en el tope. Debido a su naturaleza caótica, similar a las unidades anteriormente descritas y basándose en la teoría del complejo olistostrómico de Santa Elena, presentada por Azad, J. A., 1968, se denominó a las Areniscas Atlanta como Olistolito Atlanta y a la unidad superior o Lutitas Atlanta, como Passage Beds o Matriz Azúcar. Las Areniscas Atlanta se relacionan estratigráficamente con la formación Chanduy de la cuenca Progreso. UNIDAD PASAGE BEDS (Eoceno Inferior a Medio) Corresponde, como se anotó anteriormente, al miembro superior del grupo Azúcar. Su emplazamiento caótico de bloques aislados sobre formaciones agenas, le caracterizan como parte del complejo olistostrómico de Santa Elena ("matriz Azúcar). Litológicamente se trata de horizontes delgados de areniscas, limos y arcillas. Su fauna es nerítica hasta arrecifal, y su edad corresponde desde el Eoceno Inferior al Medio. En la península de Santa Elena se han identificado bloques con espesores hasta de 800 metros de esta unidad litotectónica.


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LÁMINA 28. BLOQUE EXÓTICO DENTRO DEL GRUPO AZÚCAR. Capas de lutitas finas y areniscas silicificadas con deformaciones singenéticas (slump), de la formación Santa Elena (Cretáceo Superior) constituyen un bloque aislado, emplazado dentro del grupo paleocénico Azúcar. (localización: acantilados de la libertad 509/9754.0)

GRUPO ANCÓN (Eoceno Medio-Eoceno Superior) Representado por las formaciones Santo Tomás, en la base; Clay Pebble Beds , en la sección intermedia y Seca, en el tope. Tanto el miembro Santo Tomás como el Clay Pebble Beds, corresponden estratigráficamente a la Formación Socorro de la cuenca Progreso. Afloramientos de esta unidad son comunes en los acantilados de Ancón y en la quebrada Socorro de esa localidad. MIEMBRO SANTO TOMÁS(Eoceno Medio) Considerado también como parte del complejo olistostrómico de Santa Elena. Según Canfield, 1966, ubicó a este horizonte como la parte basal de la formación Socorro del


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LÁMINA 29. BLOQUE AISLADO DE FORMACIÓN SAN JOSÉ . Areniscas silíficadas de rumbo 147 grados Az y buzamiento 23 grados SW de la formación San José (grupo Azúcar) sobreyacen anormalmente a una secuencia plurimétrica mas joven, de lutitas arcillosas del grupo ancón. Puede interpretarse de dos maneras a este afloramiento: como un bloque emplazado por deslizamiento (olistolito), o un sobrecorrimiento (napa) por compresión. (localidad: 504.1/9755.1) grupo Ancón, Subyacido por la unidad Passage Beds, y sobreyacido por la Clay Pebble beds(Tabla 12.1). Litológicamente se caracteriza por la presencia de areniscas conglomeráticas duras, bien cementadas, muy parecidas a las de la formación Atlanta y por lo tanto algunos investigadores le han definido como olistolitos de Atlanta emplazados en unidades estratigráficas superiores. MIEMBRO CLAY PEBBLE BEDS (Eoceno Medio – Eoceno Superior) Descansa sobre Santo Tomás y está sobreyacida por la formación Seca. Forma parte del complejo olistostrómico de Santa Elena y por lo tanto su emplazamiento es caótico,


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consistiendo en bloques desplazados y mezclados con otras unidades; por lo tanto no es posible una relación estratigráfica clara. Litológicamente se compone de guijarros de arcillas hasta de 10 centímetros de tamaño, pulidos, redondeados o subangulares, cubiertos por óxido de hierro en una matriz de arcilla verde gris, que cambia a color anaranjado por meteorización. Afloramientos de esta unidad son comunes en los acantilados de Ancón y en la quebrada Socorro. FORMACIÓN SECA (Eoceno Superior) Corresponde a la unidad superior del grupo Ancón, que en la cuenca Progreso está dividida en los miembros Lutitas Seca y Areniscas Punta Ancón. Al igual que las otras formaciones de la península de Santa Elena descritas anteriormente, se interpreta a la formación Seca no como una unidad litoestratigráfica sino litotectónica, incluida en el complejo olistostrómico de Santa Elena. La localidad tipo de esta unidad es la quebrada Seca, ubicada al sur oeste de Ancón. Su litología general consiste en una sección argilácea con variación faunística, lodolitas, areniscas turbidíticas y lutitas color café, yesíferas. FORMACIÓN TABLAZO (Pleistoceno) Se emplaza discordantemente sobre rocas del grupo Ancón. Senn(1940), fue el primero en aplicar el nombre de "Tablazos" a las terrazas marinas que ocurren en la costa ecuatoriana, desde Manabí hasta la isla Puná, siendo similares a aquéllas que aparecen en las costas del Perú. Marchant, 1961, identificó en esta unidad 4 niveles: el mas antiguo, de edad Pleistoceno Inferior, aparece entre 75 a 90 metros de altura, corresponde a mesetas bien disectadas por erosión. Sus sedimentos están constituidos por un conjunto de lumaquelas pertenecientes a un medio salobre (Labrousse, !984). El segundo nivel ubicado entre 35 y 40 metros de altura, considerado de una edad Pleitoceno Medio, corresponde a amplios depósitos arenosos de textura fina a media, localmente calcáreos y lentes conglomeráticos. El tercer nivel, de edad Pleistoceno Superio, se ubica entre los 2 a 10 metros de altura. Presenta fauna de pelecípodos, por lo que se lo interpreta como un depósito de mar abierto. Su litología consiste en arena fina a media, localmente calcárea, con gravas y conchas rotas y presencia de sal. Finalmente el nivel mas moderno (Holoceno), corresponde a los depósitos marinos de las playas actuales. DEPÓSITOS ALUVIALES (Holoceno) Están constituidos por gravas, arenas y arcillas no consolidadas, depositadas por corrientes de agua dulce, que corresponden a ríos, esteros y quebradas, de carácter estacional de la costa ecuatoriana. GEOLOGÍA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL (Tomado del estudio: "EVOLUCIÓN TECTONO - SEDIMENTARIA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL DESDE EL MIOCENO HASTA EL RECIENTE", POR RENAULD LIONS) INTRODUCCIÓN El golfo de Guayaquil se encuentra estructuralmente ubicado en el arco frontal ecuatoriano. Se trata de una zona geológicamente muy compleja, cuya dinámica depende de factores de subducción y movimientos de desplazamiento de rumbo dextral, a lo largo de la megacizalla GUAYAQUIL -DOLORES (Fig. 12.5).


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FIG. 12.5. DISEÑO ESTRUCTURAL DEL GOLFO DE GUAYAQUIL. Obsérvese los rasgos tectónicos dominantes, producidos como consecuencia de los movimientos de subducción y desplazamiento de rumbo, a lo largo de la megacizalla Guayaquil- Dolores. (según Lions Renauld y otros, 1995)


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Parece que la apertura del golfo de Guayaquil, comenzó a ser controlada por la presencia de un desplazamiento de rumbo dextral, al comienzo del Mioceno. A partir del Plioceno, velocidades de subsidencia muy importantes, fueron la consecuencia de una propagación de desplazamientos de rumbo que se relacionaron con fallas de extensión. Esta estructura, muestra una terminación conocida comúnmente como "COLA DE CABALLO". Típico de un sistema transcurrente (Fig. 12.15). El Plioceno Superior se caracteriza por una inversión tectónica de fallas N40-50. Este estado compresivo, es la consecuencia de fallas de desplazamiento de rumbo y parámetros de subducción de la paca Nazca. En realidad esta inversión es compatible con la existencia de una evolución de apartamiento por empuje "PULL APPART". Entre tanto, parece que la subducción de la dorsal asísmica Carnegie, durante tiempos pleistocénicos, acoplada con alta velocidad convergente, podría explicar la inversión tectónica. La existencia de dos pequeños "pull apart" en escalón, en el cinturón Zambapala, al sur de la isla Puná (Fig. 12.20), parece ser evidencias de actividad transtensiva en tiempos actuales. Esto podría representar un estado tectónico actual. Deformaciones activas parecen estar en el golfo de Guayaquil, más como una respuesta de una corteza prefracturada a los esfuerzos, inducida por subducción oblicua, que una expresión de entrecruzamiento de la frontera sudamericana - caribeña, como en algún momento fue sugerida. MARCO ESTRATIGRAFICO (Fig.12.6) Estudios litoestratigráficos realizados en el golfo de Guayaquil, por investigadores tanto nacionales como extranjeros, basados en perfiles geofísicos (Fig. 12.7), y perforaciones llevadas a cabo desde la década de los 70 (Fig.12.8), han permitido realizar interpretaciones, análisis secuencial y de evolución paleobatimétrica. La siguiente descripción estratigráfica, se sugiere para el golfo de Guayaquil, basada en la interpretación de los pozos "Golfo de Guayaquil 1" (Fig. 12.9). y "Amistad Sur 1" (Fig. 12.10), que se consideran los más completos, para lograr una visión general de toda la cuenca. (Evolución tectono-sedimentaria del golfo de Guayaquil desde el mioceno hasta el reciente Lions Renauld, 1995). EL SÓCOLO (Cretáceo o Terciario Inferior a Medio) Los estudios no alcanzan el basamento de la cuenca. A los 4.500 metros se ha establecido el límite de los sedimentos plio-cuaternarios. Según algunos investigadores, a mayor profundidad podría ocurrir formaciones del Terciario Medio a Inferior (formación Zapotal, Ancón, etc.); o el zócalo oceánico cretáceo (formación Cayo y Piñón). Se estima que hasta 10.000 metros de profundidad ocurren sedimentos del Neógeno. EL NEÓGENO (Mioceno, Plioceno y Pleistoceno) Constituyen las formaciones Dos Bocas, Villingota, Subibaja, Progreso, Puná y Tablazo. La descripción Litológica de la formaciones neógenas que ocurre en el golfo de Guayaquil, es la siguientes:


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FIG. 12.6. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL (tomado del estudio “Evolución geodinámica de una cuenca de ante-arco neógena en contexto de ruptura: Abertura del Golfo de Guayaquil. Según Lions Renauld, 1995).


FIG. 12.7. MAPA DE UBICACIÓN DE LÍNEAS SÍSMICAS EN EL GOLFO DE GUAYAQUIL (tomado del estudio “Evolución tectono-sedimentaria del golfo de Guayaquil desde el Mioceno hasta el Reciente” según Lions Renaud y otros 1995.

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FIG. 12.8 MAPA DE UBICACIÓN DE PERFORACIONES DE EXPLORACIÓN REALIZADAS EN EL GOLFO DE GUAYAQUIL. (Tomado del estudio: “Evolución tectono-sedimentaria del golfo de Guayaquil desde el Mioceno hasta el Reciente, según Lions Renauld y otros, 1995.).


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FIG.12.9. ANÁLISIS SECUENCIAL Y EVOLUCION PALEOBATIMETRICA REALIZADO AL POZO GOLFO DE GUAYAQUIL 1. (Tomado del estudio: “Evolución tectonosedimentaria del golfo de Guayaquil desde el Mioceno hasta el Reciente, según Lions Renauld y otros, 1995.).


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FIG 12.10. ANÁLISIS SECUENCIAL Y EVOLUCIÓN PALEOBATIMÉTRICA REALIZADO AL POZO “AMISTAD SUR 1”. (tomado del estudio: Evolución tectono-sedimentaria del golfo de Guayaquil desde el Mioceno hasta el Reciente” según Lions Renauld y otros 1995


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FORMACIÓN DOS BOCAS. (Mioceno Inferior). Ubicada en perforaciones, cerca de la isla Puná. Se trata de argilitas grises y capas de limolitas y areniscas finas, que contienen vetillas de evaporitas (yeso) y concreciones calcáreas. No se conoce por perforaciones, el contacto basal con formaciones posiblemente oligocénicas o más antiguas (Zapotal, Ancón, Cayo, etc.); sin embargo, se presume que éste es disconforme. FORMACIÓN VILLINGOTA. (Mioceno Inferior y Medio). Ocurre en el centro de la isla Puná y corresponde a un equivalente lateral de la formación Dos Bocas. Se trata litológicamente de un conjunto de horizontes argilaceos, que se disponen en contacto transicional, con la formación Dos Bocas. Lutitas diatomaceas suaves, de color gris, con abundantes escamas de peces, caracteriza esta unidad. FORMACION SUBIBAJA (Mioceno Medio). Se identifica plenamente, tanto en el pozo Golfo de Guayaquil 1,como en el Amistad Sur 1. El siguiente análisis secuencial y de evolución paleobatimétrica se establece para los pozos antes citados (Fig. 12.9 y Fig. 12.10): Las secuencias 1 y 2 de las columnas estratigráficas, conforman un sistema grano y estratocreciente, que va desde sedimentos marinos finos (arcillas y limos), de un ambiente de relativa profundidad (unas decenas de metros), que terminan hacia el tope, con areniscas localmente microconglomeráticas. La presencia de peces y microfósiles de aguas someras, al tope de la serie arenosa, sugiere una disminución de profundidad. El conjunto de las secuencias 1 y 2, de los pozos antes indicados, constituyen unos 1.300 metros de progradación de un frente deltaico. La secuencia 3, que aparece entre 4.206 hasta 3,658 metros, constituye pequeñas secuencias granodecrecientes de 30 a 60 metros de potencia, cuyo aspecto en registros eléctricos y el contenido en restos de plantas piritizadas, son indicadores de un ambiente de planicie deltaica; es decir, de un ambiente subaéreo, cuyas partes mas bajas (estuarios, lagunas costeras, pantanos), eran invadidos periódicamente por el mar. En síntesis podemos indicar, que la formación Subibaja, corresponde a la progradación de un delta o de una plataforma sílico-clástica, con un aparente sentido proximal-distal esteoeste. Según las interpretaciones batimétricas de los pozos, se observa una continentalización progresiva desde abajo hacia el tope, de la formación Subibaja. Dos miembros se diferencian en la formación Subibaja: el uno denominado Saiba, que corresponde a la parte basal; constituido por argilitas grises y beige, ricas en microfauna y de edad Mioceno Inferior a Medio; y el otro, el miembro Zacachún, caracterizado por arcillas verdosas y rojo marrón, con presencia de vetillas de carbón y pirita, que demuestra un ambiente continental. FORMACION PROGRESO (Mioceno Medio y Superior). Tanto en el pozo golfo de Guayaquil 1, como en el Amistad 1, ocurre la formación Progreso, representando un ambiente de transición, entre plataforma marina muy próximal y llanura deltaica, periódicamente invadida por el mar.


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Litológicamente la formación Progreso en el golfo de Guayaquil, constituyen argilitas grises y arenas de grano fino y algunos niveles de conglomerados, que demuestran un ambiente posiblemente de llanura deltaica. Los niveles superiores de la formación Progreso, aparecen en otros pozos como en el Tenguel 1 y Esperanza 1 (Fig.12.8). FORMACIÓN PUNA. (Plioceno-Pleistoceno Inferior). Corresponde a las secuencias 10, 11 y 12, (Fig. 12.9 y Fig. 12.10) presentadas tanto en el Golfo de Guayaquil 1 como en el Amistad 1, por el investigador de geodinámica Renaud Lions (Evolution géodynamique d´un bassin d´avant-arc néogéne en contexte décrochant: lóuverture du Golfe de Guayaquil).Memorias presentada a Université de Nice- Sophia Antipolis, France, 6 y 7 de julio de 1995). En el pozo Golfo de Guayaquil 1, la formación Puná, comienza con secuencias detríticas granodecrecientes, de ambiente somero, de transición mar - continente (llanura deltaica); y termina, con una potente serie arcillosa (aproximadamente de unos 460 metros). El límite superior de la formación Puná en los pozos, es la secuencia 12.del estudio antes citado. Las secuencias 10 y 11 (miembro Placer o Puná Inferior de 461 metros, en el Golfo de Guayaquil 1, representa ambiente de estuario o prodelta. En el pozo Amistad Sur 1, las secuencias 10 y 11, son menos arenosas y existen horizontes de arcillas, arenas finas en bancos y carbón, que constituyen una ambiente de llanura deltaica. Posiblemente, el esquema del miembro Placer, es más distal en el Golfo de Guayaquil 1, que en el Amistad Sur 1. La secuencia 12, comprende al miembro Lechuza o Puná Superior, de aproximadamente 1,000 metros de espesor. Constituye horizontes de conglomerados estratocreciente. Este miembro es plenamente identificado como pleitocénico, gracias a la presencia de "polen Alnipollenites Verus, característico de ese nivel estratigráfico. FORMACION TABLAZO (Pleitoceno-Holoceno) Aflora en la parte occidental de la isla Puná. Se emplaza sobre el miembro Lechuza antes descrito. Se trata de horizontes estratocreciente de lumaquelas, areniscas, coquina y conglomerados. MARCO ESTRUCTURAL Datos geofísicos (sísmica) disponibles en el golfo de Guayaquil, identificaron los siguientes patrones estructurales dominantes: 1- Estructuras extensivas 2.- Diapirismo arcilloso 3.- Estructuras transcurrentes 4.- Estructuras de inversión. 1. - ESTRUCTURAS EXTENSIVAS a)- Presencia de anticlinales de compensación o “Roll Overs” generados por fallas de crecimiento (Fig.12.11).


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b)- Antiformas de gran amplitud o “Anticlinales Gravitacionales” generados durante el proceso de sedimentación, por fallas normales, que afectaron a toda la serie sedimentaria (Fig. 12.12). 2. - DIAPIRISMO ARCILLOSO El diapirismo arcilloso existente en el golfo de Guayaquil, generó importantes deformaciones, que originaron estructuras relacionadas directamente con este fenómeno, siendo las mas importantes: a)- Familia de fracturas de tipo “Gravitacional” o “Normal”, ubicadas directamente encima de los diapiros. Esta disposición se origina por tensiones relacionadas con el movimiento (Fig. 12.13). b)- Acuñamiento de los estratos en el contacto con los cuerpos diapíricos contemporáneos a la sedimentación (Fig. 12.14). En general parece que la actividad diapírica se inicia por la presencia de grandes fallas normales que limitan bloques basculados, generando inestabilidad local. 3. - ESTRUCTURAS TRANSCURRENTES El golfo de Guayaquil presenta un sistema de fallas transcurrentes, constituyendo la típica terminación denominada “COLA DE CABALLO” (Fig. 12.15). De la interpretación de las líneas sísmicas, se puede individualizar claramente las siguientes características existentes en un sistema transcurrente: a)- Sistema en “Flor Negativo”, que muestra una zona deprimida, en su parte central (Fig. 12.15 a). b)- Sistema estrecho de fallas verticales, presentes en zonas profundas(estructura en flor negativa), consecuencia de la tendencia de las fallas transcurrentes en convertirse en verticales (Fig. 12.15 b). 4. - FALLAS DE INVERSIÓN Son muy claras en el golfo de Guayaquil, y se originan por la transformación de estructuras extensivas en estructuras compresivas, debido al cambio en el sentido del movimiento. Las principales formas son: a)- Fallas inversas generadas por antiguas fallas normales que se formaron durante movimientos ancestrales (Fig. 12.16). b)- Estructuras en “Pop-Up” formadas por asociación de fallas normales con Fallas Antitéticas”.


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FIG. 12.11. ANTICLINAL DE COMPENSACIÓN O ROLL OVER. GENERADO POR FALLAS DE CRECIMIENTO .El desplazamiento de fallas normales paralelas puede dar origen a potenciales trampas hidrocarburíferas. (según Lions Renould, 1.995)

FIG. 12.12 ANTICLINALES GRAVITACIONALES. Se originan por fallas normales que producen por gravedad en los sedimentos nuevos fenómenos de reptación (antiformas), transformándose en potenciales trampas hidrocarburíferas. ( según Lions Renould, 1.995)



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FIG. 12.13 TÍPICAS ESTRUCTURAS DIAPÍRICAS. Fallas normales producidas por esfuerzos tensionales, debido a cuerpos penetrativos, que deforman las rocas preexistentes. Estas estructuras constituyen potenciales trampas hidrocarburíferas. (según Lions Renould, 1995)


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FIG 12.14 DIAPIROS DE ARCILLA. Cuerpo arcillosos contemporáneos a la sedimentación, se acuñan entre las rocas sedimentarias sobreyacentes, produciendo antiformas que constituyen potenciales trampas hidrocarburíferas., (según Lions Renould 1995).


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FIG. 12.15 CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES EN UN SISTEMA TRANSCURRENTE. (a) estructura en flor negativa (zona de curvatura relajada) (b) estructura en flor positiva (zona de curvatura restringida, por la tendencia de las fallas transcurrentes en convertirse en fallas normales.).(según Lions Renould,1995)


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FIG. 12.16 TRANSFORMACIÓN DE FALLAS NORMALES EN FALLAS INVERSAS. Por efecto de movimientos compresivos, las fallas normales ancestrales se activan transformándose en fallas inversas. Estos esfuerzos originan reptación en los estratos superiores, produciendo antiformas que constituyen trampas estructurales, potencialmente hidrocarburíferas. Esto se considera factible en el golfo de Guayaquil. (según Lions Renould,1995).


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CONTEXTO GEODINÁMICO REGIONAL Se conoce que el bloque costero ecuatoriano, se formó de roca oceánica acrecionada al continente Sur Americano e intensamente fracturadas; acontecimiento producido durante el Eoceno. Las fallas de dirección N 100 - 110, que de manera franca se presentan en algunas localidades como en la cuenca Progreso, península de Santa Elena, cuenca de Manabí, etc., son fallas ancestrales o zona de debilidad, que han jugado un papel importante de activación tectónica, por la proximidad de la zona de subducción. Es probable, en la zona de ante arco, la formación de un régimen extensivo, paralelo a la trinchera oceánica, así como el origen de grandes bloques basculados, convergentes hacia la trinchera. El inicio del Mioceno está marcado por un cambio de cinemática regional. La reorganización de la placa Farallón en placas Cocos y Nazca, cambia completamente la dirección de convergencia de éstas. El vector desplazamiento de la placa Nazca, se orienta en dirección N 80, lo que provoca un cambio en el régimen de los esfuerzos, en la zona de subducción, dando posible origen a la megafalla Guayaquil - Dolores. Estos acontecimientos geodinámicos habrían tenido lugar al comienzo del Mioceno. A pesar de datos aun incompletos sobre las consecuencias geodinámicas en ese período, sobre la base de interpretaciones de tasas de subsidencia del Mioceno Medio y Superior, así como de líneas sísmicas, se considera que durante el Mioceno hubo un dominio estructural extensivo, donde fallamientos normales, de dirección N 110 - 120 limitaron bloques basculados plurikilométricos. Este contexto distensivo puede estar relacionado con el juego transcurrente dextral de la falla Guayaquil - Dolores. EL PLIOCENO Durante el Plioceno, continuó el mismo régimen estructural del Mioceno antes descrito, sin mayores complicaciones tectónicas. Solamente al final del Plioceno y comienzo del Pleistoceno, se producen cambios geodinámicos bruscos. La abertura del golfo de Guayaquil en el Plioceno Superior se ilustra en la Figura 12.17. EL PLEISTOCENO INFERIOR Subsidencia de los ambientes sedimentarios en el golfo de Guayaquil, se produce a partir del Pleistoceno Inferior (Fig. 12.18), debido al régimen tectónico continuo, desde el Mioceno superior, como puede observarse de los posos Tenguel 1 y Esperanza 1 (Fig.12.8). EL PLEISTOCENO SUPERIOR (Fig.12.19). Está marcado por un cambio drástico del tipo de sedimentación que pasa de un ambiente deltaico (pro delta, llanura deltaica) caracterizado por sedimentos de grano fino, a un ambiente detrítico, de grano grueso, característico de áreas continentales o muy proximales. Este cambio de la sedimentación se produce por la presencia de un evento compresivo, que se caracteriza en el golfo de Guayaquil, por una inversión (transformación) de las FALLAS NORMALES de dirección N 40-45, en FALLAS INVERSAS (Fig. 12.19).


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FIG. 12.17. EL GOLFO DE GUAYAQUIL DURANTE EL PLIOCENO SUPERIOR. Su característica es la propagación de rupturas destrales que tienden a conectarse con las familias ancestrales de rumbo N 11.-120 (según Lions Renould, 1995)


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FIG 12.18 EL GOLFO DE GUAYAQUIL DURANTE EL PLEISTOCENO INFERIOR se caracteriza por un aumento de ruptura de dirección sur oeste, que intensifican la tasa de subsidencia del área(según Lions Renould, 1995).


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FIG. 12.19. EMPLAZAMIENTO ESTRUCTURAL ACTUAL DEL GOLFO DE GUAYAQUIL, Se caracteriza por la presencia de “Fallas de inversión, debido a la transformación de las falla normales de dirección N 40-45, en fallas inversas ( según Lions Renould 1995)


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FIG 12.20 ACTIVIDAD TRANSTENSIVA EN TIEMPOS ACTUALES se observa dos pequeños “pull apart” en escalón en la cordillera de Zampala al sur de la isla Puná (centro de la figura). Este sistema de apartamiento por empuje, parece ser evidencia de actividad transtensiva en tiempos actuales (según Lions Renould 1995)


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Es probable que los eventos tectónicos compresivos hayan producido un retraso y posiblemente hasta una paralización del movimiento transcurrente dextral. Posterior al evento compresivo se reactivó el movimiento transcurrente en transtensión (FIG. 12.20), lo que podría constituir el estado actual de los esfuerzos en el golfo de Guayaquil, que significa considerar al juego de fallas Guayaquil-Dolores como "Fallas Transcurrentes Activas".


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CUENCAS INTERANDINAS DEL ECUADOR

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CAPÍTULO

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CUENCAS INTERANDINAS DEL ECUADOR GEOLOGÍA DE LA CUENCA AZUAY-CAÑAR PRESENTACIÓN Y ANTECEDENTES La cuenca sedimentaria Azuay-Cañar, ubicada en la región austral ecuatoriana, es una depresión interandina, de aproximadamente 100 kilómetros de largo, en sentido norte- sur, por 25 kilómetros de ancho en sentido este oeste, rellena de sedimentos detríticos continentales del Terciario Superior e intercalaciones volcánicas, emplazadas sobre rocas cretáceas y mas antiguas, que sirven de basamento (Lámina 30). Alexander Humboldt fue el primer científico que visitó la cuenca sedimentaria del AzuayCañar en el año de 1823. Sus comentarios, dieron inicio a que se despertara el interés geológico por esta importante región de la región austral ecuatoriana. De Buch (1839), mediante comparación de fósiles de esta área con las del Perú, pensó que las formaciones rojizas de la cuenca (Biblián y Santa Rosa), llamadas por Humboldt, "Red Sandstone", eran de edad Cretácea. Esta conclusión fue aceptada y compartida por Humboldt. Teodoro Wolf (1892), usó el nombre de "Areniscas del Río Azogues" a la descripción estratigráfica de Humboldt, reconociendo dos divisiones: una superior, mas arcillosa ("Arcillas Pizarrosas"), y otra inferior, más arenosa ("areniscas"); pero notó que no existía una división clara entre ellas. Basándose en esta descripción, se observó que la unidad superior incluía una secuencia de formaciones que iban, desde la formación Guapán hasta la formación Santa Rosa; y una inferior, desde la formación Biblián hasta la formación Azogues, como fueran denominadas por investigadores posteriores. Sheppard (1934), dividió en tres unidades las "Areniscas del Río Azogues", de Teodoro Wolf; y usó la expresión "Grupo Azogues", reconociendo las siguientes unidades: Arenisca Azogues, Lutitas Blancas de Cuenca y Areniscas y Conglomerados Biblián. Las Areniscas Azogues, incluían todas las formaciones investigadores posteriores.

superiores, reconocidas por

El Proyecto Minero de las Naciones Unidas (1969), mostró que los conglomerados emplazados en el techo de la formación Biblián, de los cuales Sheppard (1934), recolectó fósiles (descritos por Marshall y Bowles (1932), y posteriormente recolectados y descritos por Liddle y Palmer (1941), correspondían a los conglomerados basales de la formación Loyola. Debe también señalarse otra imprecisión de la interpretación estratigráfica de la región; así, del mapa trabajado por Sheppard, se confunde la "Lutitas Blancas de Cuenca", con la unidad muy similar pero más joven, la formación Guapán.

LÁMINA 30. VISTA PARCIAL DE LA CUENCA SEDIMENTARIA AZUAY- CAÑAR. Exposición sur a norte, que muestra las formaciones terciarias inclinando hacia el oriente.


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Basado en la paleontología, Marshall y Bowles (1932), ubican a esta unidad no más antigua que el Plioceno. Liddle y Palmes (1941), compartieron con la división seccional de Sheppard, modificando los dos nombres superiores a Aenisca de Azogues y Lutitas Cuenca. Estos investigadores dataron a toda la sección como miocénica. Olsson atribuyó a los dos miembros más inferiores del grupo, como oligocénicos y a la Arenisca Azogues como miocénica. Bery (1945), sin siquiera visitar el área, estuvo de acuerdo con la división de Liddle y Palmer y basado en dos remanentes de plantas y en similitudes con la cuenca interandina de Loja, atribuyó a la sección, una edad pliocénica temprana o miocénica antigua. El Ingeniero Marco Tulio Erazo, profesor de la facultad de ingeniería civil de la Universidad de Cuenca (1945), fue el primer investigador que dividió las Areniscas de Azogues reconociendo, pero no nombrando, a la unidad superior conocida como formación Guapán, litológicamente muy similar a las "Lutitas Blancas de Cuenca" que se encuentran por debajo. La formación Guapán se encuentra sobreyacida por el grupo Ayancay. Por primera vez la formación cretácea Yunguilla, que se encuentra en la sección basal de la cuenca, es reconocida, por el ingeniero Erazo, así como también, por primera vez, se menciona a la formación cuaternaria Turi. En 1965, el Proyecto Minero de las Naciones Unidas, integrado por geólogos de alta experiencia, comienza una investigación detallada, de los depósitos de carbón, de las cuencas interandinas de Cuenca, Malacatos y Loja. En la cuenca de Cuenca, la más grande de las tres antes citadas, se estudió el emplazamiento de los estratos de lignito allí ocurrentes, habiéndose estructurado un mapa geológico escala 1:10.000, donde ocurre este recurso; así como el cartografiado geológico, escala 1:50.000, de toda la cuenca sedimentaria (Fig. 13.1). (Geology, Coal, and Hidrocarbons of the Cenozoic Basins of Southern Ecuador. Mineral Project. Final Report; "Operation 1" (Coal and Hidrocarbons), por Joseph O´Rourke, NN.UU, 1965). La denominación de las formaciones Guapán, Cushumaute, Mangán y Santa Rosa, fue introducida por el Proyecto Minero de las Naciones Unidas. Las tres últimas constituyen el grupo Ayancay. Al mismo tiempo el término "formación Loyola" fue utilizado por el Proyecto Minero de las Naciones Unidas para representar la unidad inferior del grupo Azogues de Sheppard "Lutitas Blancas de Cuenca". Hasta 1968, se utilizó el término "Serie Paute", tanto para afloramientos cretáceos, que Naciones Unidas los denominó formación San Marcos como para rocas metamórficas que ocurren en el valle del río Paute. En 1969, sobre la base del programa de asistencia técnica geológica del gobierno de Gran Bretaña, el investigador C. R. Bristow, realizó estudios geológicos y estratigráficos de la cuenca sedimentaria Azuay-Cañar, habiendo confirmado plenamente las secuencias estratigráficas que puntualizó el Proyecto Minero de las Naciones Unidas; sin embargo, sobre la base del descubrimiento de nuevos fósiles, especialmente moluscos terciarios de agua dulce, fragmentos de peces, y una rica fauna, se pudo datar a las unidades estratigráficas superiores de la cuenca sedimentaria Azuay-Cañar, exceptuando la formación cretácea Yunguilla (San Marcos de NN.UU), como terciarias superiores y cuaternarias.


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FIG 13.1 MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA INTERANDINA AZUAY – CAÑAR. Obsérvese el emplazamiento estructural y la distribución estratigráfica de rocas del cretáceo, terciario y cuaternario, así como la presencia de algunos cuerpos ígneos. (Proyecto Minero de NNUU, 1969)


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Una síntesis de diferentes interpretaciones estratigráficas de la cuenca sedimentaria AzuayCañar, realizada por Bristow en 1973, se presenta en la (Fig.13.2. ) Trabajos realizados por investigadores franceses en la cuenca Azuay-Cañar, entre 1988 y 1999, pusieron de manifiesto una nueva concepción estratigráfica de las rocas terciarias y cuaternarias de esta región (Noblet, 1988; Eguez y Noblet, 1988; Alain Lavenu y C. Noblet, 1990; etc). Como base de esta nueva concepción, se planteó que durante el Terciario Superior, se desarrollaron, al igual que las cuencas de Loja, Malacatos y Nabón, potentes paquetes sedimentarios de origen continental, acumulados en depresiones asimétricas alargadas, limitadas por fallas transcurrentes "CUENCAS SOBRE FALLAS DE RUMBO". Según Noblet, 1988, el basamento de la cuenca Azuay-Cañar, consiste de rocas mesozoicas (formaciones Celica, Paute y Yunguilla); y cenozoicas (formación Saraguro). La formación Saraguro se depositó antes de la apertura de la cuenca y está subyaciendo a las formaciones continentales. Sin embargo, como se observa en el flanco oriental de la depresión, la formación cretácea de origen marino denominada Yunguilla, yace en discordancia angular, bajo los sedimentos continentales de las formaciones, ya sea Azogues o Biblián (Lámina 31). ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA La siguiente descripción estratigráfica corresponde a la cuenca sedimentaria Azuay-Cañar (Fig. 13.3): EL JURÁSICO SERIE PAUTE Uno de los flancos de la cordillera Real, presentan en sentido norte - sur, y a lo largo de todo el territorio ecuatoriano, un cinturón de rocas metamórficas, atribuido entre otras, a la denominada serie Paute, posiblemente de edad Jurásico o Cretáceo Inferior. Su presencia en la región Azuay-Cañar, se evidencia en el flanco este de la cuenca sedimentaria. La serie Paute está integrada por dos unidades estratigráficas: La unidad superior, que constituyen los "Metavolcánicos San Francisco" y La unidad inferior, que representan los "Esquistos El Pan". Los Metavolcánicos San Francisco, con excelentes exposiciones a lo largo del río Paute, están constituidos por andesitas metamorfoseadas en varios grados, siendo común las filitas, esquistos micáceos y aglomerados (Lámina 32) Los Esquistos El Pan, constituyen básicamente: esquistos verdes, esquistos cuarcíticos y grafíticos, y algunas intrusiones granodioríticas. Según interpretaciones de Bristow, existe interdigitación de la unidad superior de la serie Paute, que podría tratarse de los volcánicos pertenecientes a la formación Piñón metamorfoseada (unidad San Francisco), con la formación cretácea superior, Yunguilla, que sobreyace a la primera.

FIG 13.2. INTERPRETACIÓN ESTRATIGRÁFICA DE LA CUENCA SEDIMENTARIA AZUAY- CAÑAR realizada por varios investigadores (correlación hecha por Bristow, 1973)


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LÁMINA 31. DISCORDANCIA ANGULAR CRETÁCEO – TERCIARIO. Afloramiento de la formación Yunguilla (Maastrichtiano, parte inferior de la fotografía), en contacto discordante con la formación Azogues (Mioceno Medio). Localidad: Borrero, provincia del Cañar.


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FIG. 13.3. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LA CUENCA AZUAY- CAÑAR.(según Proyecto Minero de NNUU, 1969).

LÁMINA 32. METAVOLCÁNICOS SAN FRANCISCO (JURÁSICO O CRETÁCEO INFERIOR?). Filitas, esquistos micáceos y grafiticos constituyen este afloramiento pertenecientes a la unidad superior de la serie Paute (localidad: dos kilómetros antes de la Josefina, rivera norte del Río Paute.


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La edad de la serie Paute no está definida claramente, pero se interpreta que puede ser Jurásico o Cretáceo. EL CRETÁCEO: FORMACIÓN PIÑÓN (Cenomaniano) Rocas volcánicas de carácter andesítico, de color verdoso, que afloran extensamente en los flancos de la cordillera Occidental, se atribuyen a esta unidad. En el flaco occidental de la cuenca Azuay Cañar, se presenta un afloramiento relativamente pequeño de esta unidad, que se relacionaría con las rocas volcánicas metamorfoseadas del flanco oriental, que corresponden a los metavolcánicos San Francisco. Litológicamente la formación Piñón en la cuenca Azuay-Cañar, se presentan como horizontes masivos, homogéneos, de lavas andesíticas, de algunos metros de potencia. Localmente ocurren lavas menos gruesas, con intercalaciones de tobas. Hacia el tope de la secuencia, ocurren limolitas silicificadas, arcillas y areniscas, que anuncian una transición de la formación Piñón a la unidad superior, formación Yunguilla. FORMACIÓN YUNGUILLA (Maastrichtiano) Aflora por más de 80 kilómetros en sentido norte-sur, a lo largo del flanco oriental de la cuenca Azuay-Cañar, desde el poblado de Cumbe, al sur, hasta la ciudad de Cañar, al norte. Basado en el hallazgo realizado por el Ingeniero Marco Tulio Erazo, profesor investigador de la facultad de ingeniería civil de la Universidad de Cuenca, de un fragmento rodado de ammonite cenomaniano (Mantelliceras cf. Hyatti) perteneciente a la formación Yunguilla, ubicado al suroeste de Baños de Cuenca, en la formación cuaternaria Turi, se la dató a la formación Yunguilla dentro del Cretáceo Superior. Posteriormente el geólogo americano Joseph O´Rourke del proyecto Minero de las Naciones Unidas, localizó en las cercanías del poblado de San Marcos, un molde de Inoceramus del Cretáceo Superior. Determinaciones posteriores de foraminíferos en esta unidad, hechas por Sigal y Savoyat(1968, 1969 y 1970), se ubicó a la formación Yunguilla, de manera definida como Cretáceo Superior (Maastrichtiano). Su espesor se estima entre 800 a 1.500 metros. La litología dominante de esta unidad se caracteriza por argilitas de color gris oscuro o negras, bien estratificadas, que tienden a transformarse en lutitas negras (Lámina 33) En varios niveles, las rocas son silicificadas, siendo común el pedernal de color gris. Las lutitas, frecuentemente contienen mica pequeña y ocasionalmente pirita. Carbonatos, tanto de calcio como de magnesio, aparecen en la secuencia, constituyendo calizas grises obscuras de grano fino, en lentes o nódulos. Hacia el tope de la formación Yunguilla, en el sector de Cañar, al norte de la cuenca, aparecen secuencias interestratificadas de limolitas, lutitas y areniscas, que se identifican como una transición a la formación Ingapirca(Maastrichtiano). EL TERCIARIO FORMACIÓN BIBLIÁN(¿Oligoceno-Mioceno Inferior?) Aflora por mas de 40 kilómetros, en el núcleo del principal anticlinal de la cuenca Azuay Cañar. Se extiende en sentido NNE - SSW, desde el norte de Biblián, hasta cerca de


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LÁMINA 33. AFLORAMIENTO DE LA FORMACIÓN YUNGUILLA (Maastrichtiano). Argilitas obscuras a negras, alternantes con lutitas negras, horizontes de calizas obscuras, grises, de grano fino, en lentes o nódulos, caracterizan la exposición. (localidad:968285/0735765)


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El Valle, al SSE de Cuenca. Así como, desde Jadán hasta Quingeo, al Sur del pueblo de Santa Ana. Esta unidad representa la formación terciaria más antigua de la cuenca. Descansa discordantemente sobre la formación Yunguilla; encontrándose comúnmente en este costado, un conglomerado basal fosilífero. Su espesor se estima aproximadamente en 1.000 metros. LITOLOGÍA Una litología variada presenta esta unidad. En el área de Santa Ana, al sur oeste de la ciudad de Cuenca, aflora la parte basal de la formación, caracterizada por horizontes de conglomerados, con gruesos clastos, generalmente provenientes de la infrayacente formación Yunguilla. En el sector de Jadán, al oriente de la cuenca sedimentaria, la secuencia se hace dominantemente clástica gruesa. con horizontes mayores a los 30 metros de potencia. Sin embargo, en el sector central de la cuenca, área Azogues-Biblián, es mas arcillosa, aunque alternancias de delgadas unidades lenticulares de clásticos gruesos, ocurren. Por lo general, las areniscas y conglomerados son de color café claro. Sin embargo, el color general de la unidad es rojo púrpura, tipificada por lutitas limosas y arenosas. Localmente puede observarse colores grisáceos verdosos (Lámina 34). Los materiales clásticos por lo general, son pobremente sorteados y redondeados. Las arenas amarillas son frecuentemente tobáceas y micáceas, pero casi todas contienen abundante cantidades de granos minerales obscuros, fragmentos de rocas y feldespato intemperizado. Los conglomerados son todos multimodales y poligenéticos. El tamaño de los clastos es muy variable, estando en el rango de 2 a 5 centímetros. Los clastos, moderadamente redondeados, se encuentran compuestos por pedernal negro, lutitas negras de Yunguilla, cuarzo lechoso así como una variedad de rocas ígneas y clastos de tobas intemperizadas. En las localidades de Ayancay, Paccha y El Valle, abundante yeso satura vetillas que ocurren en esta unidad. EDAD De acuerdo a los fósiles identificados por diferentes investigadores (Ecuadorean Bibliana y Sheppardiconcha Bibliana), se ubica tentativamente a esta unidad entre el Oligoceno Superior a Mioceno Inferior. Este rango de edad tan amplio, es debido a que estos organismos aparecen también en unidades superiores, como la formación Mangán (Ecuadorean Bibliana); así como, en formaciones extranjeras como la Monagas de Venezuela, ubicada en el Oligoceno (Parodiz, 1969). No se observa discontinuidad física entre Biblían y la suprayacente Loyola, en el núcleo del Anticlinal de Azogues; sin embargo, en los márgenes de la cuenca, parece el contacto discordante, lo que sugiere un posible cambio en el régimen sedimentario. La continuidad de la limitada fauna, desde la formación Biblián hacia la Formación Loyola, sugiere que no existe gran diferencia en tiempo, entre las dos unidades.


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LÁMINA 34. FORMACIÓN BIBLIÁN (OLIGOCENO – MIOCENO INFERIOR). Bancos de areniscas de color café claro, alternantes con lutitas limosas y arenosas de color rojo púrpura (localidad: Quebrada Chusquín – río Deleg 9688116N/733600 E.


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FORMACIÓN LOYOLA (¿Mioceno Inferior?) LOCALIZACIÓN Ocurre esta unidad, en diferentes sectores de la cuenca sedimentaria. Frontalmente aflora tanto en el flaco oriental como occidental del Anticlinal de Azogues, así como un remanente en el limbo oriental del Sinclinal de Azogues. Se extiende, desde el norte del poblado de Biblián, donde aparece en contacto fallado con la formación Mangán, hacia el sur y suroeste de la ciudad de Cuenca, donde desaparece debajo de la formación Turi. La formación Loyola, en muchas ocasiones fue confundida por su similitud litológica, con una unidad superior, la formación Guapán. Esta confusión fue aclarada en 1957, por el investigador Marco Tulio Erazo. LITOLOGÍA La formación está constituida por lutitas fisibles de color gris obscuro y lutitas limolíticas, cubiertas de polvo limonítico color crema amarillento. Localmente ocurren lentes de calizas, junto con capas de areniscas finas. Abundante yeso (selenita), satura pequeñas fracturas presentes en la roca meteorizada. En el flanco oriental de la cuenca y estratigráficamente en la base de la unidad Loyola, existe una serie de areniscas y conglomerados bien desarrollados, que en muchos lugares sobreyace la formación Biblián y en otros, descansan directamente sobre Yunguilla. Debido a su carácter incompetente, la formación Loyola se presenta comúnmente deformada y fracturada. Ejemplos clásicos de Pliegues simétricos en esta unidad, se observan en algunas localidades de la cuenca. Los ejes de los pliegues tienen dirección norte- sur, obedeciendo a una compresión tectónica de sentido oeste - este, que según algunos investigadores, ha incidido, desde el origen de la cuenca (pliegues sinsedimentarios) (Láminas 35, 36 y 37). Crustáceos, fragmentos de peces, ostrácodos y moluscos, son comunes en esta formación. Los clastos que integran algunos horizontes conglomeráticos de Loyola, consisten básicamente de tobas, cuarcitas, cuarzo y fragmentos de la formación Yunguilla. La potencia de esta unidad es de aproximadamente 360 metros, como máximo. EDAD Desgraciadamente, la mayoría de especies fosilíferas existentes en la formación Loyola, son de amplio rango de vida; por lo tanto, tiene poco valor para dataciones. Ostrácodos pertenecientes a la especies Cipridels Aff. Howei, conocidos en el Mioceno Inferior de Mississippi, USA y en Guatemala, son comunes, particularmente en la base de la unidad. En algunos niveles de la formación, ocurren fragmentos de peces como cf. Leporinos, cf. Erythrinus y Cichlidae Scales, siendo este último conocido antes del Mioceno. De estas y otras demostraciones faunísticas, se interpreta a la formación Loyola como de edad Mioceno Inferior. FORMACIÓN AZOGUES(¿Mioceno Medio?) La formación Azogues está bien desarrollada en el centro de la cuenca sedimentaria, aflorando en los dos flancos del anticlinal de Biblián. Se extiende en sentido norte-sur,

LÁMINA 35. VISTA HACIA EL SUR DE ANTICLINAL SIMÉTRICO DE BIBLIÁN. Lutitas de la formación Loyola plegada y en contacto con la formación Biblián (núcleo del anticlinal). El eje del anticlinal es horizontal y de dirección N-S, que implica una fuerza tectónica deformante W-E (localidad: 4 kilómetros vía Azogues - Biblián


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LÁMINA 36. VISTA NORTE DEL SINCLINAL SIMÉTRICO DE BIBLIÁN Lutitas fisibles de la formación Loyola plegadas simétricamente . El eje del sinclinal es horizontal y de dirección N-S, que implica una fuerza tectónica deformante W-E (localidad 4 kilómetros vía Azogues - Biblián


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LÁMINA 37. VISTA NORTE DE PLEGAMIENTO ANTICLINAL APRETADO Y FALLADO. DE LA FORMACIÓN LOYOLA. El eje horizontal de este anticlinal es N-S, que implica una fuerza tectónica compresiva E-W. Obsérvese dos pequeñas fallas inversas cerca de la charnela del pliegue (localidad: 2 kilómetros al noroeste de Azogues.


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desde las vecindades de la ciudad de Azogues y oeste del poblado de Cojitambo, hacia el sur y suroeste, hasta cerca del poblado de El Valle, donde está cubierta inconformablemente por la unidad cuaternaria Turi. Cerca de Cuenca, en el sector de Ucubamba y Challuabamba, ocurren potentes afloramientos de la Arenisca de Azogues, que se pueden observar en el costado occidental de la vía Cuenca – Azogues. Tanto en el flanco oriental como en el occidental del gran anticlinal de Biblián ocurre la formación Azogues, que atendiendo a su mayor resistencia a la erosión, mantiene una morfología de colinas escarpadas, fácilmente detectables en el centro de la cuenca sedimentaria (Lámina 38). LITOLOGIA.El contacto con la infrayacente formación Loyola es normal e interdigitado, en aproximadamente 10 a 20 metros. La secuencia está dominada por areniscas tobáceas intemperizadas, de color café, de tamaño de grano medio a grueso, con presencia de capas de limolitas, arcillas y lutitas, generalmente no mayores a 1 metro de potencia, en la base de esta unidad. En el sector oriental del poblado de Borrero, cerca de Azogues, la formación Azogues, descansa directamente sobre la unidad cretácea Yunguilla, donde un bien desarrollado conglomerado basal ocurre. Los cantos del conglomerado son bien redondeados, de 1 a 10 centímetros de diámetro, consistiendo mayoritariamente de fragmentos de rocas ígneas, así como fragmentos de cuarzo y lutitas, provenientes de la formación Yunguilla. El contacto normal con la formación superior Guapán, es igualmente interdigitacional, en unos pocos metros, como puede observarse en las vecindades del poblado de Borrero. Sin embargo, en algunos lugares, se ha observado a la formación Azogues, en contacto interdigitado con la formación superior Mangán, sin que medie la formación Guapán. Las capas superiores de la formación Azogues, que afloran en el sinclinal, al oriente del poblado de Paccha, consisten en aglomerados volcánicos con fragmentos de pumitas. Las limolitas y arcillas, son generalmente de color blanco o amarillo, muy pálido. El espesor máximo que se estima de esta formación, es de 280 metros, en las vecindades de El Tablón, 4 kilómetros al oriente de la ciudad de Cuenca. EDAD.Fósiles encontrados en la base de la formación Azogues, fueron entre otros, Corbicula Sp., Hemesinus Sp., Atlacostoma peyeri dickersoni y Diplodón. Siendo prácticamente similares las faunas de la formación Azogues con la formación Loyola, así como su contacto interdigitacional, se le ha dado a la formación Azogues, una edad Mioceno Medio.

LÁMINA 38. FORMACIÓN AZOGUES EN EL FLANCO OCCIDENTE DEL SÍNCLINAL DE UCUBAMBA. Morfología de colinas escarpadas caracterizan este afloramiento donde potentes estratos de areniscas ocurren en el costado occidental de la vía Cuenca- Azogues, sector de Ucubamba.


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FORMACIÓN GUAPÁN (¿Mioceno Medio?) Esta unidad ocurre frontalmente en el núcleo del sinclinal de Azogues, aflorando en las regiones de Borrero, Azogues, Guapán, etc.(Lámina 39). sin embargo, puede observarse en otras localidades, como en el flanco occidental del anticlinal de Biblián, y al oeste del cerro Cojitambo. En razón de su similitud litológica, esta unidad fue confundida con la formación Loyola. Trabajos posteriores aclararon esta discrepancia. Solamente a partir de 1965, sobre la base de los trabajos realizados por Alexander Schneider-Schervina, geólogo del Proyecto Minero de las Naciones Unidas, pudo darse a esta unidad el nombre de formación Guapán LITOLOGÍA La formación Guapán, es una facies de la formación Azogues, siendo su contacto gradacional. Está integrada por lutitas finamente laminadas, de color café oscuro a negro, en fractura fresca, recubiertas con polvo de limonita de color amarillo, producto de meteorización. La laminación de estas lutitas tiende a ser mas gruesa que aquella de la Formación Loyola; sin embargo, las dos unidades son muy similares. El contacto Azogues- Guapán, en ambos flancos del sinclinal de Azogues, al sur del poblado de Borrero, se encuentra fallado, ocurriendo un sill de carácter dacítico, en dicha localidad. Horizontes de arcillas bentoníticas, de hasta 6 metros de grosor, se encuentran interestratificados en las lutitas, en las cercanías del poblado de Borrero, habiéndose evaluado un recurso de aproximadamente 500.000 metros cúbicos de este material (E. Núñez del Arco Operación N ° 3 Arcillas Caolines y Mármoles del Azuay-Cañar. Proyecto Minero de las Naciones Unidas 1969). Al occidente de Borrero, pasando el río Azogues, ocurre el contacto con la sobreyacente formación Cushumaute (Base de la formación Mangán). La formación Guapán tiene una potencia máxima de 150 metros. EDAD Existen excelentes impresiones conservadas de plantas fósiles, que desgraciadamente pertenecen a familias de largo rango de vida y por lo tanto, no diagnósticas. Un pez, cf. Moenkhausia, encontrado cerca de Borrero, representaría el espécimen mas completo que se ha obtenido de esta formación. Especímenes analizados para microfauna sugieren que la edad de esta unidad es probablemente Mioceno Medio. GRUPO AYANCAY (¿Mioceno- Plioceno?) Comprende los sedimentos terciarios mas jóvenes de la cuenca sedimentaria Azuay Cañar, que afloran en el flanco occidental del anticlinal de Biblián. El Proyecto Minero de las Naciones Unidas (NN UU), en el año de 1969 reconoció en este grupo que lo denominó "Serie Ayancay", 3 unidades estratigráficas: Ayancay Inferior o Cushumaute, Ayancay Medio o Mangán y Ayancay Superior o Santa Rosa.

LÁMINA 39. FORMACIÓN GUAPÁN Lutitas finamente laminadas, de color café oscuro, recubiertas por limonita amarilla, que le da una tonalidad habana a esta unidad, aflora en el flanco oriental del sinclinal de Azogues. Localidad, Borrero al sur de la ciudad de Azogues


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Estudios posteriores y de acuerdo a interpretaciones mas detalladas, se determinó que no se justificaba una división estratigráfica entre Cushumaute y Mangán, toda vez que se trata de un mismo ciclo de depositación sedimentaria, no habiéndose encontrado evidencias de contacto discordante entre unidades; por lo tanto, la división antes citada será usada en este texto, únicamente con fines descriptivos. FORMACION MANGÁN (¿Mioceno?) Aflora extensamente en el flaco occidental de anticlinal de Biblián. Su área tipo está al oeste del poblado de Nazón, donde existen numerosas localidades que ostentan el nombre de Mangán, a pesar de estar la mayoría, emplazadas sobre la formación Santa Rosa; por lo tanto, se considera el nombre de la formación, impropio, porque no es representativa de una localidad específica. La formación Mangán ocurre desde Ingapirca, en el norte, hasta la ciudad de Cuenca, en el sur, donde desaparece debajo de la formación pleistocénica, Turi, reapareciendo en el área de Girón (Lámina 40). LITOLOGÍA Con fines puramente descriptivos, se ha dividido a la formación Mangán, que corresponde a ambiente de llanura de inundación y fluviátil, en tres unidades: a)- Mangán Inferior (Ayancay Inferior o Cushumaute de NN.UU) Incluye todos el paquete sedimentario que se encuentra desde el contacto con la formación Guapán, hasta las vetas de carbón mas antiguas denominadas Washington. Su litología consiste principalmente en estratos de limolitas, lutitas, arcillas y areniscas finas, interestratificadas en horizontes generalmente menores a 1 metro de espesor. Las arcillas y lutitas, generalmente son de colores claros, las limolitas son compactas y de color gris y presentan grietas de desecación. Las areniscas tobáceas gruesas, de color café, aumentan de tamaño de grano, hasta volverse conglomeráticas, en las capas superiores. b)- Mangán Medio (Ayancay Medio o Mangán- ss) Comprende el cuerpo sedimentario, que tiene como base, el grupo de vetas de carbón Washington, y como tope, el grupo de vetas de carbón Cañari, inclusive. En estrecha asociación con las vetas Washington, en la sección basal de la formación Mangán, aparecen horizontes de lutitas adyacentes a la parte inferior de las vetas. En ninguna localidad se ha encontrado lutitas en la sección superior de éstas. Bentonitas, en estratos sobre los 15 metros de espesor, aparecen en algunas localidades, inmediatamente adyacentes a las vetas de carbón. Un estrato de 2 metros de espesor, de roca silícea pura, de color blanco, ocurre 20 o 30 metros, bajo las vetas de carbón Cañari. constituyendo éste de un excelente horizonte estratigráfico guía. En algunas localidades, se ha notado un horizonte similar al antes descrito, encima de las vetas Cañari.

LÁMINA 40. FORMACIÓN MANGÁN ( MIOCENO SUPERIOR – PLIOCENO). Emplazada discordantemente debajo de la formación Tumipamba (pleistoceno inferior). Bancos potentes de areniscas tobáceas, con estratificación cruzada, de color café, alternan con lutitas limolíticas y arenosas de color verde, rojo y púrpura, característico de Mangán Superior. (localidad: sector Machángara, norte de Cuenca)


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c)- Mangán Superior Su estratigrafía se caracteriza principalmente por areniscas tobáceas gruesas de color café, que tienden a transformarse en conglomeráticas, hacia arriba de la sección. Estas facies alternan con lutitas limolíticas en bloques, de color verde rojizo, intemperizadas. El miembro Mangán Superior, en algunas localidades pasa gradacionalmente a la formación inmediata superior Santa Rosa. En otros sectores de la cuenca sedimentaria, el contacto con la suprayacente es disconforme. Al oeste del cuello volcánico conocido como "Cerro Cojitambo", que perfora los sedimentos terciarios de la cuenca sedimentaria (Lámina 41), la formación Mangán Superior se presenta, formando parte del flanco occidental del anticlinal de Biblián, que en esta localidad se encuentra volteado, por consecuencia de la fuerte compresión oeste - este, responsable de una mayor incidencia de fallas y posiblemente del volcanismo del sector (Lámina 42). No se conoce exactamente el espesor de la formación Mangán, por ser una unidad fuertemente fallada; sin embargo, se estima que excede los 700 metros. EDAD Impresiones fósiles bien conservadas, han sido recolectadas de la formación Mangán, pero ninguna ha servido para datar a la unidad. Entre otros, los siguientes moluscos y gasterópodos biválvos de larga vida, han sido reportados: Anisothyiris sp., Corbicula(Cyanocyclas) sp., Cojitamboensis Palmer., Diplodón sp., Aylacostoma sp., Hydrobia sp., Neritina sp. Sheppardiconcha Bibliana, etc. Fósiles asociados a las vetas de carbón, en especial dientes de cocodrilo y otros vertebrados, se han recolectado de esta formación. La la formación Mangán, paleontológicamente, se estima, pertenece al Mioceno. FORMACIÓN SANTA ROSA (¿Plioceno?) Su localidad tipo es el poblado de Santa Rosa, 13 kilómetros al norte - noreste de la ciudad de Cuenca. Aflora principalmente al oeste de la formación Mangán. LITOLOGIA.De manera general, su litología consiste en estratos de areniscas conglomeráticas y conglomerados, alternados con lutitas rojas limolíticas y arcillosas, dando una potencia aproximada de 500 metros. Los clásticos gruesos, se presentan a manera de lentes, de algunos metros de grosor y decenas de metros de largo, los cuales se intensifican, conforme se acercan a la región de suministro, que sería la zona norte de la cuenca, en el área de Nazón. Lentes de conglomerados, generalmente de topes planos y pisos convexos, los cuales constituyen rellenos de canales en planicies de lodo, son comunes en esta unidad. Los clastos que constituyen dichos lentes, están integrados por rocas cristalinas provenientes de la Cordillera Occidental, además de ceniza volcánica alterada.


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EDAD.En razón de no haber detectado fósiles útiles para datación, se especula que esta unidad estratigráfica en edad, corresponde al Pleistoceno. FORMACION TURI (¿Pleistoceno Inferior?) Este nombre fue designado por Erazo en 1957 y es tomado del pueblo de Turi, ubicado 3 kilómetros al sur de la ciudad de Cuenca. Posteriormente, el Proyecto Minero de las Naciones Unidas, estudió esta unidad en diferentes zonas de la cuenca sedimentaria Azuay - Cañar (Schneider-Schervina Alexander, 1965; O´Rourke JOSEPH, 1968 y otros), demostrando su ocurrencia, no solamente en el localidad tipo, sino en otras zonas, como en Suscal, al NW de Cañar, a lo largo del flanco occidental de la cuenca Azuay - Cañar y en el sur, hasta cerca del poblado de Girón (Lámina 43). LITOLOGIA.La parte inferior de esta unidad es un conglomerado basal bien desarrollado. Hacia arriba de la sección, se presentan horizontes de conglomerados alternantes con tobas, cenizas y brechas volcánicas, con intercalaciones de arcillas y areniscas fluviales. En la parte central de la cuenca sedimentaria predominan los limos y limolitas blancas y habanas. La potencia de la unidad es de más o menos 280 metros, en la localidad tipo (Erazo, 1957). Al norte de Cuenca, parece que sobrepasa los 1.200 metros. El contacto con la formación infrayacente Santa Rosa, es concordante en algunas localidades y discordante, en otras. Se ha reportado de afloramientos aislados a la formación Turi, descansando discordantemente sobre la formación Yunguilla y al norte de la cuenca sobre la formación del Cretáceo Inferior, Celica. EDAD. En la formación Turi, no se ha ubicado fósiles diagnósticos de datación; únicamente madera silicificada y carbonizada. Se piensa, de acuerdo a la secuencia litológica de las otras unidades, que la edad de la formación Turi, podría ser pleistocénica. FORMACION TARQUI (¿Pleistoceno Superior?) Nombre dado por el Proyecto Minero de las Naciones Unidas (Schneider-Schervina, Alexander, 1965; Joseph O´Rourke 1968 y otros. Informes inéditos). Su localidad tipo, es el pueblo de Tarqui, 13 kilómetros al sur - suroeste de Cuenca. LITOLOGIA.En la secuencia dominan los piroclastos. Consisten de tobas y aglomerados riolíticos o andesíticos. Existen muchas áreas, al sur de Cuenca, donde esta unidad aparece caolinizada. La formación aflora en extensas zonas de la cuenca sedimentaria y fuera de ella. Se calcula en 1.200 metros el espesor de esta unidad (Lámina 44).

LAMINA. 41. CERRO COJITAMBO VISTO HACIA EL OESTE. Obsérvese la forma circular del cuello volcánico, que se emplaza en el contacto entre la formación Biblián (primer plano) y la formación Loyola al oeste.


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LÁMINA 42. SINCLINAL VOLTEADO AL OESTE DEL CERRO COJITAMBO. Las capas de la unidad Mangán, que buzan anormalmente al este (estratos invertidos), adquieren su posición normal, inclinando hacia el oeste (localidad: 3 kilómetros al sur oeste del cerro Cojitambo


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LÁMINA 43. DISCORDANCIA ANGULAR TUMIPAMBA (PLEISTOCENO INFERIOR)-MANGÁN (MIOCENO SUPERIOR – PLIOCENO). Lentes de conglomerados de cantos rodados homogéneos, alternantes con areniscas tobácea, caracterizan la formación Tumipamba. En su parte basal, se encuentra en contacto, con potentes bancos de areniscas tobáceas alternantes con lutitas limolíticas de la formación Mangán (Mioceno Superior) (localidad: sector Machángara, norte de Cuenca).


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LÁMINA 44 AGLOMERADOS RIOLÍTICOS DE LA FORMACIÓN TARQUI (PLEISTOCENO). Brechas riolíticas de color rojizo y tobas aglomeráticas con clastos angulosos de tamaño variable, caracterizan este afloramiento (localidad: río Yanahuaycu, 968237/0739063)


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EDAD Una edad radiométrica de 24.900 +-1.200 años (Holoceno), ha sido atribuida a la formación Tarqui. FORMACION LLACAO (Holoceno). La localidad tipo, es el pueblo del mismo nombre, ubicado a 10 kilómetros al noreste de Cuenca. Ocurre en diferentes localidades como en Solano, El Descanso, Loyola, etc. LITOLOGIA.Predominan los aglomerados con fragmentos hasta de 1 metro de diámetro, dentro de una matriz de vidrio blanco divitrificado. Descansa sobre las terrazas fluviolacustres de la unidad Tumipamba, que extensivamente forma terrazas, que se emplazan bajo y alrededor de la ciudad de Cuenca. Estas terrazas, son el resultado de la acumulación de detritos, provenientes de la fusión de los glaciares y acarreo por sistemas fluviales, que arrastraron materiales provenientes de la cordillera occidental. EDAD Se la ha atribuido a esta unidad volcánica una edad holocénica. OTRAS UNIDADES HOLOCÉNICAS En general, el Holoceno en la cuenca sedimentaria Azuay-Cañar, además de las formaciones Tarqui, Llacao y Tumipamba, está representado por terrazas de travertino, que ocurren en diferentes lugares, así como por aluviones, coluviones, sedimentos glaciarios y terrazas fluviales. ANÁLISIS SEDIMENTOLÓGICO DE LA CUENCA Los depósitos de la formación Biblián corresponden a secuencias elementales típicas de un ambiente fluviátil en trenzas y de conos aluviales, con paleo corrientes en sentido sur norte. Noblet, 1988 establece que al principio del diseño de la cuenca Azuay - Cañar, un horst de dirección N 20- N 40 (horst Santa Ana - San Miguel) ocurrió en el centro de la depresión, originando dos sub cuencas la oriental y occidental, que se rellenaron con la formación Biblián, en un espesor de hasta 1.200 metros. La facies lacustre corresponde a la formación Loyola, que aparece solamente en la sub cuenca occidental, en discordancia angular sobre la formación Biblián. La subcuenca oriental, fue definitivamente abandonada, debido a incidencias tectónicas (ascenso de la región), que no permitieron sedimentación alguna. Existe transición gradual entre la formación Loyola y Azogues y corresponden a rellenos detríticos y lacustres, de tipo turbidítico y megaturbidítico, que colmaron el lago, alcanzando un espesor de 500 metros. Sedimentación de carácter deltaico y de conos aluviales, se depositaron aguas arriba del ambiente turbidítico. Una intensa actividad volcánica fue responsable de la brusca producción de materiales clásticos.


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El ambiente deltaico del sur de la cuenca (formación Azogues), prograda hacia el norte (base de la formación Mangán), rellenando definitivamente el lago. Luego, sedimentación fluvial invade la cuenca, con transporte de sur a norte. Al tope de la formación, conos aluviales llegan hacia el centro de la cuenca, desde el occidente. La formación Mangán sufre acuñamiento, debido al desarrollo de discordancias progresivas. EVOLUCIÓN SEDIMENTARIA Dos megasecuencias de sedimentación terciaria, son reconocidas por investigadores franceses: una, que corresponde a las formaciones Biblián y Loyola, que caracteriza la apertura de la cuenca interandina Azuay- Cañar, y otra, que corresponde a las formaciones Azogues y Mangán, que caracteriza el cierre de la cuenca, marcada por la progradación de facies proximales sobre distales (Fig. 13.4). Estructuras primarias (turboblifos, ondulitas de corriente, etc), que marcan dirección de corriente de los sedimentos, de sur a norte de la cuenca de depositación, son comunes encontrar en la base de estratos de areniscas de las formaciones Azogues y Mangán (Láminas 45 y 46). Una gran variedad de facies sedimentarias y bruscos cambios, tanto horizontales como verticales, se observan en toda la región. La subsidencia tectónica de toda la cuenca es muy activa, como se establece, en razón a la velocidad de sedimentación de los materiales, siendo del orden de 200 m / Ma.(Análisis Sedimentológico y Tectónico de la Cuenca Intramontañosa Terciaria de Cuenca, Sur del Ecuador, Alain Lavenu, Christophe Noblet, Bol. Geol. Ecuat., vol. 1, n°1, 1990. pp. 11-25). ANALISIS TECTÓNICO Las diferentes formaciones de la cuenca interandina Azuay- Cañar, se encuentran afectadas por deformaciones, que según la interpretación de investigadores franceses, se atribuyen a pliegues sinsedimentarios y de micro fracturación. Movimientos sinsedimentarios en extensión, a lo largo de fallas N 20 - N 40, son responsables de la apertura de la cuenca, durante el Mioceno Inferior. Deformaciones presentes en la formación Biblián, indican también deformaciones en compresión de dirección NNE. Estas dos observaciones según Lavenú y Noblet, 1990, demuestran compatibilidad, que permiten definir un régimen tectónico de fallas de rumbo, con dirección de acortamiento NNE- SSW y una dirección de extensión perpendicular, WNW - ESE. Este acortamiento, implica movimientos dextrales sobre fallas N 170 - 180. El cierre de la cuenca, desde el Mioceno Medio hasta el Plioceno, corresponde a fallas de rumbo con esfuerzos de orientaciones diferentes: Movimientos dextrales, sobre fallas N 20 - 40, y movimientos inversos, sobre fallas N 170 - 180. De estos detalles tectónicos, Lavenú y Noblet deducen, que el relleno de la cuenca está totalmente controlado por un régimen tectónico compresivo, continuo, desde el Mioceno Inferior hasta el Plioceno, o sea aproximadamente 20 M.A.


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FIG 13.4 COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LOS SEDIMENTOS TERCIARIOS DE LA CUENCA DE CUENCA Evolución sedimentaria en dos megasecuencias: Mi y M2. Ambientes Sedimentarios: 1.- lacustre, 2.- turbidítico; 3.- deltaico, 4.- de llanura de inundación 5.- fluviátil en trenzas; y 6.- de abanico aluvial (según Lavenu y Nololet, 1990)

LÁMINA 45 ONDULITAS DE CORRIENTE EN LA FORMACIÓN AZOGUES (MIOCENO MEDIO). Afloramiento de areniscas visto hacia el sur. La dirección de las corrientes medidas en las ondulitas, marcan un sentido general Sur- Norte (localidad: sector Ucubamba, 10 kilómetros al norte de Cuenca.).


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GEOLOGÍA DE LA CUENCA DE LOJA EMPLAZAMIENTO Se trata de una estructura alargada de forma elíptica, dispuesta en sentido norte-sur, de unos 20 kilómetros de largo, por unos 10 kilómetros de ancho. La ciudad de Loja de 2.070 metros de altura, se encuentra prácticamente en el centro de la depresión, aproximadamente unos 700 metros bajo las zonas montañosas de su alrededor (Fig. 13.5). Esta cuenca interandina del sur ecuatoriano, se emplaza sobre rocas semipelíticas, cuarcíticas y filíticas, pertenecientes a la unidad Chiguinda (terreno Loja) del Paleozoico (BGS, 1994), extendiéndose desde la localidad de Pueblo Nuevo, en el sur, hasta las localidades de Pacacocha, Motape y Florencia, en el norte. ESTRATIGRAFÍA FORMACIÓN TRIGAL(¿Mioceno Inferior?) Representa la unida terciaria mas antigua de la cuenca. Aflora únicamente en el borde noroeste de la depresión, entre el poblado de Salapa, en el norte y el carretero CatamayoLoja, en el sur, en un profundo pliegue sinclinal. El nombre de la formación se debe al río Trigal (quebrada La Banda) ubicado 4.5 kilómetros al noroeste de Loja. LITOLOGÍA La formación Trigal, litológicamente consiste casi enteramente de arcillas y lutitas de color café, localmente con láminas de yeso. Esta unidad, descansa en discordancia sobre los metamórficos de la unidad Chiguinda y está concordantemente bajo la formación Belén (base de la formación San Cayetano de Kennerley) EDAD No se ha encontrado fósiles que permitan una datación de esta unidad; sin embargo, de acuerdo a sus características litológicas y por comparación con otras unidades de ambientes similares, se piensa que pertenece al Mioceno Inferior. FORMACION BELEN(¿Mioceno Medio?) Su localidad tipo es el caserío Belén, 3 kilómetros al noroeste de la ciudad de Loja. Aflora únicamente en el sector noroccidental de la cuenca sedimentaria. LITOLOGÍA Litológicamente se compone de conglomerados y calizas, que por similitud, Kennerley la incluyó como la parte basal de la formación San Cayetano. Esta


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FIG 13.5. MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA SEDIMENTARIA INTERANDINA DE LOJA Obsérvese la forma elíptica, de 20 kilómetros de largo por 10 kilómetros de ancho. Tanto las formaciones terciarios como cuaternarios se encuentran plegadas. (según proyecto Minero de NN.UU, 1969).

LÁMINA 46. FLUTE CASTS EN LA FORMACIÓN CUSHUMAUTE(MIOCENO MEDIO Y SUPERIOR). Afloramiento de areniscas visto hacia el norte. Medición de dirección de corriente en estas estructuras primarias, dan un sentido general SUR – NORTE (localidad: sector Ayancay, 1 kilómetro antes de llegar al poblado de Ayancay, provincia del Cañar).


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unidad se dispone plegada, observándose anticlinales y sinclinales bien desarrollados. EDAD Fósiles de vida corta, no se han detectado en esta unidad; sin embargo, por relación y similitud litológica, a la formación Belén, se le ha ubicado en el Mioceno Medio. FORMACIÓN SAN CAYETANO (¿Mioceno Superior?) Es comparable a la formación Mangán de la cuenca sedimentaria Azuay - Cañar. Su nombre, viene de la localidad San Cayetano, ubicada a 1 kilómetro norte - noreste de Loja. Se emplaza en una considerable extensión, en el centro de la cuenca sedimentaria, siendo su espesor aproximadamente de 700 metros. LITOLOGÍA Se caracteriza por presentar alternancias de areniscas finas, capas delgadas de limolitas, lutitas silíceas (porcelanitas), lutitas calcáreas, vetas de lignito, conglomerados gruesos y horizontes de diatomitas. El carbón que varía de tipo lignítico a sub bituminoso, ocurre en 5 vetas principales, con espesores de 0.65 a 1.2 metros, dando un potencial de aproximadamente 1´200.000 toneladas en toda la cuenca (Proyecto Minero de NN.UU, 1969). Tanto en la base como en el tope de la formación San Cayetano, son comunes los horizontes de conglomerados. Las areniscas de la formación San Cayetano, presentan estructuras primarias, que sugieren una depositación en aguas someras. Los horizontes de porcelanitas, están separados por estratos de diatomitas que contienen 85 % de sílice, con una densidad menor a 0.7. Intercalado a los estratos de lutitas silíceas, hay horizontes de mármol blanco, silicio, dolomítico que contiene entre 37 a 78 % de carbonato de calcio. EDAD La abundancia de hoja de plantas fósiles, la presencia de improntas de peces de agua dulce, carrionelus y gastrópodos (Pyrgula), sugieren un ambiente lacustre del Terciario Superior(Mioceno). FORMACIÓN QUILLOLLACO(¿Plioceno?) Su localidad tipo es la quebrada de Quillollaco, ubicada 7 kilómetros al sur de Loja. Aflora en una amplia extención, tanto al este como al oeste de la ciudad de Loja, extendiéndose desde las localidades Share y Florencia, en el norte, hasta el nudo de Cajanuma, en el sur. LITOLOGÍA Litológicamente se trata de conglomerados de filitas, esquistos, cuarcitas, riolita, etc. cuyos diámetros de clastos no sobrepasan los 30 centímetros. Esta unidad es fácilmente detectable en las fotografías aéreas, puesto que se presenta con características prominentes, de fácil identificación. La formación Quillollaco, descansa concordantemente sobre la formación San Cayetano.


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EDAD Fósiles que permitan una datación correcta de esta unidad, no se han encontrado; sin embargo, por su posición estratigráfica se estima de edad pliocénica. FORMACIÓN LOJA(Holoceno) Este nombre ha sido utilizado, para designar a los sedimentos fluviales que se encuentran en los causes de los ríos y quebradas principales, que drenan la cuenca de Loja. MARCO ESTRUCTURAL DE LA CUENCA DE LOJA La geología de la cuenca de Loja, no es completamente conocida, en especial en el aspecto estructural, siendo factible encontrarse con un cuadro tectónico mucho mas complicado, que aquél que se presenta a simple vista. En general, los sedimentos terciarios que rellenan la depresión, se encuentran plegados, a manera de un sinclinal asimétrico de eje de dirección norte - sur, emplazado en el borde oriental de la cuenca, dentro de la formación Quillollaco. (Fig. 13.6). (Kennerley, J.B.,1973 "Geology of Loja Province, Southern Ecuador., Institute of Geological Science. Overseas Direction. London, Report N° 23; 39 pp). Los estratos, en el flanco occidental de la cuenca, buzan, suavemente hacia el este, siendo ligeramente plegados, formando escarpes y pendientes de buzamiento. La formación San Cayetano presenta pliegues bien apretados, ubicados al este de la ciudad de Loja, con estratos verticales en el fondo del valle, cerca de la localidad de Quillollaco, y en algunos lugares, se disponen volteados. Según Kennerley, estas deformaciones son el resultado del confinamiento de estratos incompetentes, que se acomodan a la cuenca, por presiones laterales, que origina pliegues inarmónicos; mientras las capas sobreyacentes de conglomerados competentes, se deslizan sobre el tope. Fallamientos, siguiendo el perímetro de la cuenca de Loja, han sido identificados dentro de la formación Trigal, así como un sistema de fallas de rumbo norte-sur, que atraviesan longitudinalmente toda la cuenca y se ocultan bajo los sedimentos aluviales recientes de los ríos, principalmente del río Zamora. Estas fallas originan la repetición de la formación San Cayetano en el flanco oriental de la cuenca. Algunos contactos entre formaciones terciarias así como los ejes de plegamientos, son desplazados, por la ocurrencia de familias de fallas transversales de dirección general este-oeste, las que pueden prolongarse dentro de la formación metamórfica Chiguinda, causando el emplazamiento de importantes ríos. GEOLOGIÁ DE LA CUENCA DE MALACATOS Se trata de una depresión estructural interandina, de forma alargada, de aproximadamente 50 kilómetros de largo, en sentido noroeste - sureste, por 6 a 8 kilómetros de ancho. Se extiende, de sur a norte, desde Yangana, hasta Catamayo (La Toma) (Fig. 13.7). La cuenca rellena de sedimentos terciarios, está limitada en el borde oeste, por rocas ígneas y metamórficas, pertenecientes al Mesozoico (Triásico); y en el lado oriental, por rocas metamórficas semipelitas, cuarcitas y filitas de color negro, que constituyen la unidad paleozoica Chiguinda, descrita en el capítulo N° 3 (Fig. 3.1).( The Metamorphic Belt of Ecuador., British Geological Survey, 1994).

FIG. 13.6. CORTE ESTRUCTURAL E-W DE LA CUENCA SEDIMENTARIA INTERANDINA DE LOJA Los sedimentos terciarios se depositaron a manera de un sinclinal asimétrico de eje norte – sur. Las capas al oeste inclinan suavemente hacia el este, al oriente de Loja, la formación San Cayetano presenta pliegues bien apretados. (según Kennerley,J.B., 1975)


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FIG 13.7 MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA SEDIMENTARIA INTERANDINA DE MALACATOS . Las formaciones en general buzan hacia el este, con ángulos entre 15 y 45 grados, formando un gran homoclinal de 50 kilómetros de largo por 6 a 8 kilómetros de ancho (según proyecto minero de NN.UU., 1969)


FIG 13.8 CORRELACIÓN LITOESTRATIGRÁFICA DE LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS INTERANDINAS DEL ECUADOR.

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PRINCIPALES


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La cuenca sedimentaria de Malacatos, está separada de la cuenca sedimentaria de Loja, por la divisoria continental, conocida morfológicamente como el Nudo de Cajanuma, representando una decena de kilómetros de rocas metamórficas de la Unidad Chiguinda. ESTRATIGRAFÍA Cuatro formaciones terciarias rellenan la Cuenca de Malacatos, teniendo su equivalencia litoestratigráfica en las cuencas de Loja y Azuay-Cañar (Fig. 13.8). FORMACIÓN LOMA BLANCA(¿Eoceno - Oligoceno?). Corresponde los sedimentos terciarios mas antiguos de la cuenca. Al norte se encuentran emplazados en todo el ancho de la depresión. Su equivalente estratigráfico sería la formación Trigal de la cuenca de Loja (formación Salapa de Kennerley), o el correspondiente grupo Azogues (Azogues, Guapán) de la cuenca sedimentaria AzuayCañar). LITOLOGIA Litológicamente la formación Loma Blanca, consiste de un conglomerado basal sobrepuesto por tobas aglomeráticas, tobas y flujos de lava (sills). Las tobas son de color amarillento, de composición andesítica. Los aglomerados pueden contener grandes bloques, hasta de 1 metro de diámetro. Los flujos de lava, son de carácter andesítico, de color marrón. En el sur de la cuenca, las tobas dominan sobre los aglomerados. La formación Loma Blanca, descansa inconformablemente sobre los metamórficos de la unidad Chiguinda; y subyace concordantemente con la unidad inmediata superior formación Algarrobillo. EDAD La edad de la formación Loma blanca no se ha determinado con precisión, por falta de un soporte paleontológico apropiado; sin embargo, se la ubica, de acuerdo a su posición litológica, como perteneciente al Eoceno u Oligoceno. FORMACIÓN ALGARROBILLO (¿Mioceno?) Constituye la parte superior de la formación Algarrobillo, identificada por Kennerley, en una faja angosta de 1 kilómetro de ancho, entre la localidad de Algarrobillo (localidad tipo), y cerro Loma Blanca. Encontrándose en un pequeño bloque fallado, al oeste de la localidad de El Tambo. Esta unidad no ha sido caracterizada por el Proyecto Minero de las Naciones Unidas, en su levantamiento geológico de la cuenca de Malacatos, que establece una sola formación terciaria superior, en donde parece estar fusionada, tanto la formación Algarrobillo como la inmediata superior Cabalera. LITOLOGÍA Se caracteriza por horizontes alternantes de arcillas, lutitas, areniscas y limolitas. Las lutitas tienen vetillas de yeso (selenita) e impregnaciones de ulfuros e hidrocarburos. Al tope de esta unidad, aparecen vetas de carbón sub bituminoso.


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EDAD De acuerdo a la interpretación litológica de Kennerley, la formación Algarrobillo pertenece al Mioceno Inferior, sobre la base de la interpretación de especies de ostrácodos encontrados en esta unidad, en especial un Cyprideis stephensoni de edad Mioceno. Esta formación es equivalente a la unidad Trigal, de la cuenca de Loja (Fig. 13,5) y a la unidad Mangán Inferior, de la cuenca Azuay -Cañar (Fig.13.3). FORMACIÓN CABALERA (¿Mioceno Medio?) Sobreyace concordantemente a la formación Algarrobillo, y aflora tanto al oeste como al este de la cuenca sedimentaria de Malacatos, con un rumbo generalizado norte- sur, y un buzamiento entre 15 y 45 grados hacia el este. LITOLOGÍA La formación Cabalera es equivalente litológicamente a la formación San Cayetano de la cuenca de Loja, y a la formación Mangan de la Cuenca Azuay-Cañar. Dominantemente es clástica, pero contiene tobas y las principales vetas de carbón de la cuenca de Malacatos. Las vetas ocurren en la parte inferior de la formación, con estratos de areniscas arcósicas y lutitas negras; son numerosas, y varían en espesor entre 0.1 a 0,9 metros. Las areniscas y lutitas, contienen yeso en vetillas sobre los 10 centímetros de ancho, y muchas fracturas están saturadas de sulfuros. EDAD Se le ubica en el Mioceno Medio de acuerdo a su relación estratigráfica. FORMACIÓN CERRO MANDANGO (¿Pleistoceno?) Aflora en la parte central de la cuenca, extendiéndose desde el norte del poblado de Malacatos, hacia el sur, en donde ocupa prácticamente todo el ancho de la cuenca, cerca de Vilcabamba. Al sur de Malacatos esta unidad se encuentra plegada, con ejes de dirección norte-sur LITOLOGÍA Consiste principalmente de conglomerados de color amarillento a café, compuestos de clastos de cuarcitas, filitas y en general rocas metamórficas, bien redondeados, de diámetros superiores a los 30 centímetros, con intercalaciones de horizontes de areniscas micásicas, con estratificación cruzada y limolitas. EDAD Su equivalencia en edad según Kernnerley es la formación Quillollaco de Loja y la formación Santa Rosa del Azuay; sin embargo, el proyecto minero de Naciones Unidas con el nombre de Gravas de Bloques, la ubica como formación pleistocénica, equivalente a la formación Turi del Azuay.


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MARCO ESTRUCTURAL DE LA CUENCA DE MALACATOS La cuenca de Malacatos se presenta a manera de un gran homoclinal, con su estratificación buzando hacia el este, inclinada con ángulos entre 15 y 45 grados. Localmente, dentro de la formación Cabalera, los buzamientos son mayores, y algunas vetas de carbón tienen inclinaciones sobre los 60 grados. Plegamientos cerrados ocurren en algunas localidades, así como plegamientos suaves, con ejes de dirección NNW-SSE, ocurre en la formación de conglomerados entre Taxiche y Malacatos. En el flanco oriental de la cuenca de Malacatos, se presentan fallas inversas de gran ángulo, regionales, de contacto entre unidades litológicas, que ponen en posición vertical y en algunos casos invertida a los estratos en especial de conglomerados. El flanco occidental de la cuenca es también fallado, en el contacto entre formaciones terciarias (Algarrobillo y Loma Blanca) así como entre terciario y Mesozoico.

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El POTENCIAL MINERO Y PETROLERO DEL ECUADOR

CAPÍTULO

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El POTENCIAL MINERO Y PETROLERO DEL ECUADOR POTENCIAL MINERO Desde el punto de vista geológico el importante potencial minero ecuatoriano se sustenta en las siguientes observaciones: •

Mineralización de hierro, titanio y platino, en la costa, asociada a rocas de composición básica y ultrabásica.

•

Mineralización de cobre - pirita, asociada a rocas volcánicas ácidas.

•

Mineralización de cobre - molibdenita (cobre porfídico), asociada a intrusivos hipabisales ácidos.

•

Polimetálicos meso e hidrotermales de plata, plomo y zinc, de tipo filoniano, asociados a intrusivos y rocas volcánicas ácidas.

•

Mineralización de estaño y volframio de tipo stockworks , asociada a granitos greisenizados.

•

Minerales de uranio, asociados a rocas metamórficas y graníticas.

•

Mineralización de sulfuros masivos, asociada a rocas metamórficas y volcánicas

•

Mineralización de Cobre, Plomo, Zinc y Oro, asociada a pórfidos

•

Mineralización de Cobre, Plomo, y Oro, asociada a skarns

•

Mineralización de Cobre, Plomo, y Zinc, asociada a intrusivos granodioríticos.

No existe razón geológica alguna para que los cinturones metalíferos, que se extienden de sur a norte del continente Sur Americano, paralelo a los márgenes cordilleranos andinos (Andes), no crucen el Ecuador. Fajas metalogénicas, donde además de los metales preciosos se hacen presentes los elementos base como cobre, zinc plomo, molibdeno, estaño, etc., han constituido, desde tiempos pasados, yacimientos de enorme importancia, para países como Chile, Perú y Bolivia, convirtiéndose esta actividad en uno de los pilares de sus respectivas economías. La falta de una adecuada política minera y de agresivos estudios de prospección y exploración, hasta el momento, no ha permitido un desarrollo sustentable de la minería en el Ecuador.


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Los pórfidos de cobre, son depósitos donde el cobre es ampliamente disperso y de bajo grado. Para considerarse económico un depósito porfídico de cobre, debería tener cuando menos unos 10 millones de toneladas de material, con una ley mínima de 0.1 % de cobre. Desde los Andes septentrionales del Perú, hasta Venezuela y Panamá, en el norte, existe una continuidad de los cinturones porfídicos de cobre, como puede observarse en las relaciones de estos cuerpos que ocurren en Colombia, Ecuador y Perú (Fig. 14.1) Según Paladines & San Martín, 1980, Paladines y & Rosero, 1996; al Ecuador se le subdivide en dos zonas metalogénicas principales: la región occidental, que corresponde a la provincia oceánica de arco y ante arco, caracterizada por Fe, Pt, Cr, Ti, Cu, Mo, Pb, Zn, Au, y Ag; y la región oriental o provincia continental del Oriente, de ambiente de arco y tras arco, caracterizada por Au, Cu, Mo, Fe, Pb, Zn, Sn, W, tierras raras, U-Th (Evaluación de Distritos Mineros del Ecuador., Potencial Minero Metálico y Guías de Exploración., Ministerio de Energía y Minas, Dirección Nacional de Geología, Junio 2000). EL POTENCIAL DE METALES PRECIOSOS La prospección de metales preciosos en el Ecuador, establece regiones mineralizadas de importancia como Balzapamba, Chaso Juan, Tilimbela, Las Guardias, Laguar, Ushcurumi, Molleturo, La Plata, Sigsig, Pilzhum, Chinapintza, Nambija, Los Planes, Piuntza etc. Resultados de estos trabajos abren posibilidades para desarrollar una actividad minera de proyección económica. ORO El oro y la plata, han sido explotados en el Ecuador desde tiempos coloniales. El suministro más importante de estos minerales, históricamente han venido de la cordillera Real (minas de Nambija); y en menor escala, de las regiones de El Oro (Portovelo y Zaruma) y Azuay (Ponce Enríquez). Entre 1988 a 1992, el Ecuador estimó una producción aurífera de 12 a 16 toneladas / año. La mayor parte de este oro, provino de las regiones de Nambija, Guaysimi, Chinapintza, Campanilla, Cambana, Sultana del Cóndor, Pangui, Piuntza, Pachicutza, Conguime, Las Dantas, San Luis, etc, seguido por Portovelo, Zaruma Y Ponce Enríquez, además de una considerable explotación aluvial. Durante el año 1990, se reportó una producción de 13 toneladas de oro, tanto primario, proveniente de depósitos de skarns y epitermales, como secundario de placeres (Fig. 14.2). En los 9 años posteriores (1991-1999) la producción bajó considerablemente, reportándose un total de 24.6 toneladas, distinguiéndose solamente la producción del año 1995 (7.4 ton) y 1996 (7.2 ton) (Tabla 14.1). ORO PRIMARIO EN LA CORDILLERA REAL Las asociaciones más comunes de oro primario en la cordillera Real, se presentan en sulfuros masivos, en ambiente epi-mesotermal y relacionadas a pórfidos, skarns e intrusiones granodioríticas. Entre los prospectos auríferos mas relevantes del Ecuador están los siguientes:


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FIG. 14.1. PÓRFIDOS DE COBRE EN EL NOR OCCIDENTE DE SUR AMÉRICA. Obsérvese la distribución de los pórfidos de diferentes edades, paralelo a los cinturones orogénicos (Andes) y su continuidad, atravesando Colombia, Ecuador y Perú. (según PRODEMINCA, 2000)


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FIG 14.2. PRODUCCIÓN APROXIMADA DE ORO EN EL ECUADOR (toneladas), DURANTE 1990 (según CODIGEM BGS, 1994)

TABLA 14.1 EVOLUCIÓN DE LA PRODUCCIÓN MINERA NACIONAL (1991 – 1999) (Fuente DINAMI. Compilado por Ricthisarm, Directorio de la Industria Energética del Ecuador,2001)


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ORO EN SULFUROS MASIVOS VULCANOGÉNICOS Mina La Pila (78°2´30"W/01°44´35"S). - Localizada en el alto páramo, al sur del volcán El Altar. Constituye una banda de pirita estratificada, masiva, granular, interestratificada con horizontes de cuarzo granular y esquistos sericíticos, con esquistos verdes metavolcánicos, de la unidad litotectónica Alao - Paute ( BGS, 1994). El estrato de pirita es de 7 metros de espesor y 200 metros de largo. Valores sobre los 479 ppb. de oro han sido reportados de muestras de pirita. Tanto la Mina La Pila como regiones vecinas, constituyen magníficos ejemplos de depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos. Prospecto Guarumales (7780/97154). - Se interpreta como otro ejemplo de depósito vulcanogénico de sulfuros masivos. Se localiza al oriente de Paute en el Azuay. Ocurre en rocas metavolcánicas y metasedimentarias. Se han reportado valores de 2.5 ppm de oro en muestras de esta localidad. ORO EPITERMAL Prospecto Cuchíl (78°48´00"W/03°05´20"S). - Localizado cerca de Sigsig, provincia del Azuay. Se trata de una zona mineralizada de lava riolítica y brecha porfirítica con pirita diseminada, que se constituye en un horizonte sobreyacido por brecha riolítica de color crema. De una brecha calcedónica de este lugar, se obtuvo valores de oro sobre los 4 ppm. Prospecto Loma Quipál (78°47´00"W/03°03´30"S). - Ubicado cerca de Sigsig. Valores de oro importantes, han sido reportados de rocas volcánicas andesíticas-dasíticas allí ocurrentes. Cerro Colorado (78°55´00"W/03°15´00"S). - Ubicado cerca de Gima, al sur este de Cuenca, en el Azuay. Se presenta una brecha porfirítica, lixiviada, que mediante análisis reportado por el Servicio Geológico Británico, dio un contenido de oro encima de los 4.3 ppm. Su mineralización proviene de pequeñas vetas epitermales, que cortan la base del granito esquistoso Tres Lagunas (Fig. 4.3 c). Cerro Pucurcu Grande (78°34´45"W/02°19´35"S). - Ubicado al norte de Amaluza, provincia del Azuay. Geológicamente caracterizado por lava cenozoica y rocas volcanoclásticas, que sobreyacen inconformemente a rocas metavolcánicas y metasedimentarias, de los terrenos de Alao (Fig. 4.1). Una área aproximadamente de 3 kilómetros cuadrados, está constituida de un pórfido feldespático, con abundante pirita. Intensa alteración se produce en los alrededores de esta región. Valores de oro de origen epitermal, se han reportado, en el orden de 64 ppm. Mina Chinapintza (7690/95520). - Caracterizada por vetas epitermales polimétálicas de cuarzo, hospedadas en tobas, pórfidos feldespáticos y granodiorita de grano grueso, del batolito de Zamora (Fig 4.4). Valores de oro sobre los 363 ppm, fueron obtenidos de muestras puntuales, pero se estima un promedio de 50 ppm en zonas ricas. La mina se ubica en el oriente de Nambija, sobre la zona limítrofe Ecuador - Perú. Vecino a Chinapintza está el Prospecto Viche (7695/95515), que se caracteriza por intrusivos breccia pipes mineralizados, que cortan sulfuros de pirita y esfalerita, vetillas silicificadas de cuarzo y tobas dacíticas, riolíticas y flujos de lava. Muestras puntuales, dieron valores de oro sobre los 10.9 ppm (BGS, 1994). Otros prospectos de origen hidrotermal relacionados al sector de Chinapintza, son: Pangui y Santoré (breccia pipes), Tres Cerritos (stockwork), Jardín del Cóndor (depósito de sinter) y Sangola. Mina Piuntza (78°52´30"W/04°07´30"S) (Fig. 4.4). Mineralización de oro es asociada a una brecha central y vetillas de sulfuros que cortan un pórfido cuarzo-feldespático. Valores de oro dieron sobre los 7.3 ppm. Prospecto Los Planes (78°59´00"W/04°32´30"S). - Ubicado en el extremo sur del batolito de Zamora. Consiste de vetillas de cuarzo y stockworks, hospedados por tobas argiláceas, fuertemente intemperizadas y lavas andesíticas, que sobreyacen al batolito. Una muestra de cuarzo de stockwork dio 233 ppm de oro ( BGS, 1994).


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ORO PORFÍDICO Fierro Urcu (79°19´44"W/03°41´04"S). - Al oeste de la cordillera Real se presenta un pórfido relacionado con mineralización de cobre y molibdeno, así como vetas polimetálicas, con minerales preciosos. La roca de caja es andesita, riolita del Cenozoico y rocas volcanoclásticas, intruidas por diques y plugs de granodiorita. Las vetas, contienen cuarzo lechoso con turmalina, pirita, calcopirita, molibdenita y trazas de enargita, estibnita y otros sulfuros. Valores sobre los 22 ppm de oro, han sido reportados de muestras de veta y se ha calculado 53.5 MILLONES DE TONELADAS DE ROCA MINERALIZADA QUE CONTIENE 0,3 PPM DE ORO Y 0.2 % DE COBRE (BGS, 1994). Otros prospectos relacionados con mineralización porfídica en la cordillera Real, son: Loma del Loro (79°16¨20"W/3°39¨45"S), Cerro Puglla (79°15´40"W/03°37´20"S), Mina Peggy (78°46´23"W/3°05¨45"S), Santa Bárbara (78°44¨00"W/03°07¨15"S), Río Ayllón. Prospectos de oro porfídico relacionados con el batolito de Zamora son: El Hito (7690/95440), La Esperanza, Augusta, Shamataka, Cerro Quemado, etc. En la provincia de El Oro, mineralización relacionada con pórfido aurífero es la Mina El Guabo (6275/96055) ORO EN SKARNS Los skarns auríferos mas importantes del Ecuador se encuentran en el denominado “Distrito o Trend de Nambija”, ubicado al sureste, en el flanco occidental de la cordillera de Nanguipa, 30 kilómetros al este de Zamora. Pertenece al cantón Zamora, provincia de Zamora Chinchipe. Este conjunto volcanosedimentario, se desarrolló desde el Triásico Jurásico, hasta el Terciario y se originó en ambientes combinados de plataforma marina abierta y arco de islas. Se ha conservado, gracias a grandes estructuras regionales norte – sur, de tipo inverso y probablemente también dextral, al formar un graven activo, dentro del batolito de Zamora. Se estima la dimensión de este graven, en 30 Km. de largo, por 3.5 Km., de ancho y un espesor promedio, entre 1.500 a 2.500 metros. Los skarns ocurren en bolsones, dentro de una faja de la unidad triásica Piuntza, que forma una cadena de colinas, de dirección N-S (Fig. 4.4). La faja Piuntza, algunos investigadores la interpretan como un "roof pendant" del batolito Zamora. La unidad Piuntza, comprende mármoles, areniscas, lavas andesíticas y dacíticas y tobas. Los skarns auríferos del distrito de Nambija, han sido minados en las localidades de Sultana del Cóndor, Cerro Colorado, Guaysimi Norte, Guaysimi Sur, Guaysimi Alto, Nambija, Campanilla, Cambana y Fortuna. Dos sistemas de fallas secundarias de direcciones 110/60 SW y 220/40 NW, constituyen los principales canales de mineralización aurífera de la región. Las alteraciones hidrotermales de las cuarcitas, mármoles, skarns y lutitas del trend de Nambija, son en orden de prioridad, la silicificación, cloritización, argilitización y epidotización. Las rocas mas favorables para captar oro, de los fluidos mineralizantes, son los skarns y las cuarcitas. Procesos relativamente jóvenes de reemplazamiento de soluciones hidrotermales ricas en el metal noble, han tenido lugar, en algunas localidades del trend de Nambija, como el caso de Guaysimi Alto, donde los fluidos auríferos que penetraron las roca, tanto capilarmente como a través de microfracturas, produjeron, bajo especiales condiciones, fenómenos de reemplazamiento de materia orgánica por oro (Lámina 47). YACIMIENTO DE NAMBIJA.- Considerado económicamente como el más rico del Ecuador (Tabla 14.2). Este depósito fue trabajado desde tiempos coloniales y redescubierto en 1981. En aproximadamente 10 años, a partir de su redescubrimiento, se


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había reportado la explotación sobre las 30 toneladas de oro. El emplazamiento de la mina es aproximadamente de 10 Ha.(1.000 X 100 metros), y de profundidad desconocida. El oro es visible en muestras de mano, y existen concentraciones en skarns (bolsones) que han rendido SOBRE LOS 400 GRAMOS DE ORO POR TONELADA. MINA CAMPANILLA.- La unidad Piuntza está bien expuesta en esta área, sobreyaciendo a las rocas plutónicas, que constituyen el batolito de Zamora. La secuencia estratigráfica corresponde a estratos de brechas y tobas volcánicas, intruidos localmente por diques básicos y pequeños diques pórfido.- monsoníticos y plugs, de rocas terciarias. La skarnificación y la mineralización aurífera, parece estar controlada por fallas secundarias, de dirección noroeste – sureste, que interceptan a falla principales N-S. Como en la mina Nambija, en Campanilla el oro ocurre en pepitas, burbujas o fina diseminación, asociada con vetas cuarzo-carbonato-andularia, dentro del skarn. Pirita, magnetita y calcopirita, son comunes y se ha encontrado galena y esfalerita, pero en general SE ESTABLECE POBREZA EN METALES BASE, en comparación con depósitos epitermales, como Chinapintza. Al este del skarn de Nambija, en el batolito de Zamora, ocurre otro skarn alargado, de dirección N-S; es el skarn María Elena, rico en bandeamientos de magnetita, y los depósitos mineralizados Napintza y Conguime, con valores importantes de oro. Distritos de skarns importantes, ocurren también al norte de la cordillera Real, donde análisis de muestras provenientes de las localidades El Placer y El Inga, reportaron valores sobre los 15 ppm de oro. ORO EN INTRUSIONES GRANODIORÍTICAS.El plutón granodiorítico Alao, que hospeda vetas auríferas, intruye a los terrenos Guamote, en la localidad de Río Quishpe (78°32´00"W/01°49¨30"S). En las vecindades de Río Ishpingo (78°37´30"W/03°01´00"S), una granodiorita que intruye la unidad Chiguinda, dió valores sobre los 319 ppb de oro. Otros valores de oro se encontraron en Amaluza y Río Isimanchi. CUARZO AURÍFERO MESOTERMAL.Al sur de la cordillera Real, en la localidad Cera, se ha minado oro, proveniente de finas vetas de cuarzo-ankerita-pirita, cortando esquistos negros y grises, de la unidad Chiguinda. Similar mineralización, se ha reportado al este de Loja (Cerrito El Calvario). Otras áreas de cuarzo aurífero mesotermal son: Río Chiriguana(79°09´00"W/04°21´15"S), Mina Curiayana (78°28´45"W/01°51´30"S). ORO SECUNDARIO EN LA CORDILLERA REAL Oro aluvial, es ampliamente expuesto en los sistemas de drenaje de la cordillera Real y ha sido explotado desde tiempos precoloniales, hasta la actualidad. La mayoría de los pequeños asentamientos, a lo largo del pié de la cordillera Real, tanto en el flanco oriental, como en el occidental, han explotado oro por métodos artesanales. La producción aurífera artesanal de ríos actuales y paleo-placeres (trabajos aluviales), a nivel nacional, está en el orden e 1 tonelada al año, de la cual la mayor parte proviene de la cordillera Real (Fig. 14.2).


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LAMINA.47. ESCARABAJO DE ORO DE GUAYSIMI ALTO. Soluciones hidrotermales, ricas en oro penetraron en una fractura donde se encontraba el insecto. Un proceso de reemplazamiento de materia orgánica por oro se produjo (localidad: Guaysimi Alto, sur de Nambija).

TABLA 14.2. POTENCIAL GEOLÓGICO PARA ORO EN LA MINA NAMBIJA (Según informe “Exploración Geológica de las minas de Nambija. Fase preliminar” (Benar Minerals ltd., 1998).


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DEPÓSITOS EN PALEO-PLACERES Al este de la cordillera Real, se encuentra oro en clásticos gruesos, de formaciones sedimentarias cretáceas superiores y terciarias (Hollín, Tena, Tiyuyacu, Arajuno, Chambira y Mera). Terrazas ricas en oro, se encuentran en la cabecera del río Shingata-Betas (79°02´00"W/03°28´00"S). Las terrazas, se encuentran decenas de metros encima del actual cauce y están formadas, por gravas o conglomerados, pobremente sorteados, de turmalina, mezclada con clastos de cuarzo, proveniente de vetas mesotermales. Otro paleo-placer importante, es en Nayumbi, al este del batolito de Zamora, donde ocurre unos 200 a 300 metros de sedimentos auríferos, acumulados en un graben terciario. La Tabla 14.3, sintetiza los depósitos aluviales más importantes, tanto de la cordillera Real, como de la cordillera El Cóndor y el complejo metamórfico de El Oro; así como una apreciación de la producción aurífera aluvial y su posible fuente de suministro. ORO PRIMARIO EN EL SUR OESTE DEL ECUADOR La producción mineral mas importante de la región sur oeste del Ecuador es el oro, el cual ha sido trabajado desde tiempos precolombinos. Se estima que anualmente dicha producción, en la provincia de El Oro, es del orden de 2 a 3 toneladas. El mayor volumen, proviene de vetas polimetálicas, de origen epi-mesotermal, que ocurren en los distritos mineros de Zaruma/Portovelo y Ayapamba. Otras zonas auríferas del sur oeste del país son: Mina Cerro Pelado (La Avanzada 62 78/96063). - Consiste de una brecha pipe de grano grueso, con clastos fuertemente sericitizados, que contiene oro libre; Mina El Guayabo(La Avanzada 6274/95052). Caracterizada por la ocurrencia de una veta de cuarzo, arsenopirita, pirita y oro. La veta tiene una potencia que varía de 0.1 a 1.0 metro, con una ley aproximada de 7 gramos por tonelada, con una reserva de 150.000 toneladas (BGS, 1994). Mina Los Ingleses, Playas de Daucay, Saca chispas, Ligzhu, Ganarín, etc (Fig. 14.3). ORO ALUVIAL DEL SUR OESTE DEL ECUADOR Posiblemente la explotación más sostenible de oro aluvial de la región suroeste del país, ha estado a cargo del grupo denominado Los Lilenes (Fig. 14.3), que ha explotado aproximadamente 0.25 Ton/año del río Calaguro y al este, en las vecindades de Cerro Azul. Ríos de interés aurífero, que son trabajados en explotación a pequeña escala, son: río Amarillo, que drena los distritos mineros de Zaruma, Portovelo y Ayapamba; río Santa Rosa, río Naranjo/Arenillas y sus tributarios del norte. SE HA REPORTADO LA OCURRENCIA DE UNA PEPA DE ORO, QUE PESÓ 6.5 ONZAS, EN LA QUEBRADA LAS DAMAS, TRIBUTARIA NORTE DEL RÍO NARANJO ( Wallis, 1944). EL DISTRITO AURIFERO DE PONCE ENRIQUEZ El distrito aurífero de Ponce Enríquez, perteneciente a la provincia del Azuay, está localizado en el flanco oeste e la Cordillera Occidental, aproximadamente a 38 kilómetros al


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TABLA 14.3. PRINCIPALES RIOS AURÍFEROS DEL ECUADOR. Los depósitos aluviales más importantes, su producción y posible fuente de suministros, se sintetizan en esta tabla (según, BGS 1995)


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noreste de la ciudad de Machala. Ponce Enríquez, como yacimiento en producción, constituye parte de la trilogía de mayor importancia aurífera del país, puesto que junto al distrito Portovelo y Nambija, REPRESENTAN LOS CENTROS DE MAYOR PRODUCCIÓN, BENEFICIO Y COMERCIALIZACIÓN AURÍFERA DEL ECUADOR.

Geológicamente la región del distrito de Ponce Enríquez, está emplazada por rocas metavolcánicas de la formación Macuchi, de edad cretácea. Este ensamble de roca volcánica básica, está intruído por pequeños stocks de dioritas y cuarzodioritas, de edad terciaria La mineralización, consiste de fracturas de dirección norte- sur, generalmente relacionadas con fallas. Las fracturas están rellenas de cuarzo, arsenopirita masiva, calcopirita esfalerita y pirrotina. Las principales vetas son subparalelas y están espaciadas entre sí, aproximadamente cada 80 metros. Análisis de fragmentos de rocas (chips) practicados a vetas del distrito de Ponce Enríquez, dieron valores de oro entre 30 y 50 g/t, y en la veta denominada Zambrano, sobre los 600 g/t. .(El proyecto Minero de Ponce Enríquez. Informe Inédito de A. G. Spat, Geólogo Investigador, 1987) EL PROSPECTO AURIFERO ESPOL(Aguas Calientes) El prospecto aurífero Espol, ubicado aproximadamente a 75.5 kilómetros al sur este de la ciudad de Guayaquil, en la Cordillera de Mollopongo (Fig. 14.4), tiene características geológicas muy similares a otros prospectos que ocurren a lo largo de la cordillera Occidental, de sur a norte, como en el distrito minero de Ponce Enríquez y zonas vecinas, Molleturo, Bucay, Balzapamba, Macuchi, Sigchos, etc. Las principales unidades litológicas, presentes en el prospecto Espol son: la formación cretácea Macuchi, constituida por andesitas y brechas localmente silicificadas y la intrución de cuerpos granodioríticos, tonalíticos y dioríticos, de edad terciaria. Un sistema de fallas de rumbo 120-150 Azimuth, coincidente con los principales sistemas de drenaje, y paralelo a la mayoría de estructuras mineralizadas del sector, constituyen los lineamientos más importantes. La mineralización principal se encuentra en 6 vetas (Fig. 14.5), con tenores auríferos entre 3 a 40 gr./t. El espesor de las vetas varía entre 0.30 a 1.0 metros y sus rumbos entre 104º a 131º Azimuth (Tabla 14.4). Valores de oro entre 4.6 y 28.4 ppm fueron reportados a ESPOL, de análisis químicos realizados a 30 muestras de sedimentos activos del río Tixay, principal drenaje del prospecto. Oro en sedimentos pesados (concentrado de batea), se determinó en 27 de 47 pruebas realizadas y su presencia fluctuó entre 1 y 45 pintas de 0.1 a 2.0 mm de tamaño. Geoquímica en roca dura, realizada por Espol en 360 ha., identificó zonas auríferas anomálicas con valores entre 800 a 3.000 ppb (Fig. 14.6). El contenido de plata, en algunos análisis practicados a muestras del prospecto minero Espol, es notorio, habiéndose detectado, valores puntuales sobre los 620 gr./t (socavón 8). Las vetas del Prospecto Minero Espol tienen dos tipos de paragénesis mineral: a) Cuarzo- sulfuro: As, Cu, Pb, Zn, Fe, Mo, Au y Ag. b) Sulfuros Masivos: As, Cu, Fe, Co, Au y Ag. La presencia de pirita, junto con la asociación cobre –molibdeno, en el proyecto ESPOL, podría dar criterios, para pensar en un yacimiento cuprífero.

FIG. 14.3. ACTIVIDADES MINERAS EN EL COMPLEJO METAMORFICO DE EL ORO. El gráfico presenta los principales asentamientos mineros que se encuentran activos, así como la distribución de valores anomálicos de oro en sedimentos (>10 ppb). Según BGS,1995


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FIG. 14.4. UBICACIÓN Y ACCESO DEL PROSPECTO AURIFERO ESPOL. El área estudiada está a 75.5 kilómetros al sur de la Ciudad de Guayaquil (cordillera de Mollopongo) entrando por la vía Jesús María - Aguas Calientes.(E. Núñez del Arco Proyecto Minero ESPOL 2A, 1995)


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FIG 14.5. UBICACIÓN DE LAS PRINCIPALES VETAS AURÍFERAS DEL PROSPECTO ESPOL (agua calientes). (E. Núñez del Arco , Proyecto Minero ESPOL 2A, 1995)


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TABLA 14.4. VARIACIÓN DE TENORES AURÍFEROS EN EL PROSPECTO ESPOL. Seis estructuras (vetas) con espesores entre 0.30 y 1.0, metro, presentan tenores auríferos que varían entre 3 a 40 g/t.( E. Núñez del Arco, Proyecto Minero ESPOL 2A, 1995)


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FIG. 14.6. ISOCONCENTRACIONES AURÍFERA EN ROCA DURA EN EL PROSPECTO ESPOL ..Valores promedio de oro entre 800 ppb, se identifican en algunas áreas de la región ( Núñez del Arco E. Proyecto Minero ESPOL 2A, 1995)


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PLATA Plata ocurre ampliamente como metal accesorio de depósitos y prospectos minerales polimetálicos. Comúnmente altos valores de plata, están asociados a mineralización hidrotermal, relacionada con intrusiones porfídicas de andesitas, riolitas y rocas volcánicas a volcanoclásticas. El carácter de la mineralización, varía entre mesotermal a epitermal. MINAS DE PLATA ASOCIADAS A PROCESOS EPITERMALES Mina San Bartolomé (78°5126"W/03°00´50"S). Descubierta durante el desarrollo del Proyecto Minero de las Naciones Unidas(1965-1985). Estuvo en actividad hasta 1990, encontrándose actualmente sin operar. La mineralización del depósito, ocurre en un flujo de lava porfídica andesítica, de edad terciaria, donde se presentan vetas y vetillas, de rumbo preferencial este-noreste y de potencia, entre 5 a 10 cm. El principal mineral de plata es freibergita, encontrándose además, tetrahedrita. Otros minerales presentes en las vetas son: esfalerita, pirita, marcasita, galena, calcopirita, sulfosales, arsenopirita arsénico nativo, pirrotina, boulangerita, polibasita, peacita, esternbergita, pirargirita, freieslebenita y oro nativo. LAS RESERVAS DEL DEPOSITO DE SAN BARTOLOMÉ SE HAN ESTIMADO EN 100.000 TONELADAS, CON UNA LEY PROMEDIO DE 560 GR /T, AG., 0.55 GR /T, AU, 0.57 % PB Y 1.86 % ZN. (UNDP, 1972; INEMIN- MISIÓN BELGA, 1988. MINA PILZHUM (7482/97072). Este yacimiento es conocido desde tiempos coloniales, habiendo estado activo en la década del setenta. Actualmente se encuentra abandonado (Lámina 48). La roca de caja, es un stock porfídíco de cuarzo - andesita o dacita, del Cenozoico Superior. La mineralización, se emplaza en una área de 3 por 2 kilómetros, donde se presentan 23 vetas. Las principales vetas tienen aproximadamente 600 metros de longitud. La mineralización es de tipo epitermal complejo, con pirita, calcopirita, galena, esfalerita, enargita, tetrahedrita, proustita, bornita, calcocina y covelina. Se han reportado leyes de 1.500 gr / t Ag, 3.2 gr / t Au y 2 % de Cu. Se estima que el potencial económico de la Mina Pilzhun es bueno, debiéndose intensificar la exploración de nuevas estructuras. En el área de Portovelo, que representa otro yacimiento de origen epitermal, se ha estimado reservas por 120.000 TONELADAS DE ROCA ARGENTÍFERA, CON UNA LEY PROMEDIO DE 63 ppm Ag. Otros prospectos epitermales, que presentan valores importantes de plata, son: Chinapintza(250 ppm), Los Planes(62 ppm) y Piuntza (38 ppm). PROSPECTOS DE PLATA ASOCIADOS A INTRUSIONES PORFÍDICAS Y BRECHAS INTRUSIVAS Las Principales: Loma del Toro (11 ppm), Cerro Puglla (0.4 ppm), Río Collay (3.1 ppm) y Gima - Cerro Colorado (6.8 ppm). En pórfidos de andesitas y riolitas, así como en rocas volcánicas y volcanoclásticas, ocurren altos contenidos de plata, siendo los principales prospectos Cuchíl (1.7 ppm), Principal (0.9 ppm), Cerro Pucuruco Grande (1.8 ppm), Atillo (0.3 ppm), Cubillín, Tungurahua, etc.

LAMINA 48. MINA DE PLATA PILZHUM. Ubicada al oriente de Azoguez, vía a Taday. La mineralización se emplaza en una área de 3 x 2 kilómetros. 23 vetas, algunas hasta de 600 metros de longitud, con leyes de 1500 g /t Ag, 3.2 g /t Au y 2% Cu ocurren en esta región actualmente ABANDONADA.


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OTROS PROSPECTOS DE PLATA Se consideran los siguientes: Sulfuros masivos vulcanogénicos de Guarumales(400 ppm); pórfido de Fierro Urcu (sobre los 1.464 ppm), mina Peggy (sobre los 222 ppm), intrusivos granodioríticos de Ishpingo(28.9 ppm) y Amaluza(5.5 ppm); plutón Colimbo, al oeste de Macas(0.3 ppm), Ayllón - Santa Bárbara(246 ppm), río Isimanchi (49 ppm) y mina Cerro Pelado. MINERALIZACIÓN DE PLATA RELACIONADA A SKARNS Entre los mas importantantes están: Nambija(17 ppm), El Placer (5.8 ppm), Urcuacocha (2.8 ppm), La Bonita (2 ppm). LOS METALES BASE: COBRE, PLOMO Y ZINC. CORDILLERA REAL SULFUROS MASIVOS Esta mineralización se manifiesta en el Prospecto Guarumales, donde esquistos negros, grises y verdes, de la unidad Upano, presentan a lo largo de la carretera, aproximadamente 60 metros de sección mineralizada, de sulfuros masivos polimetálicos, expuestos como rocas teñidas de óxido de hierro. Los sulfuros que ocurren son: pirita, calcopirita, galena, etc. Pirita masiva, se presenta en capas que varían de 0.10 a 1.0 metros de grosor. Los análisis de estos sulfuros, dan valores de 1.32 % Cu, 7.97 % Pb y 12.62 % Zn, junto con altos y anomálicos contenidos de Au, Ag, As, Sb, Bi, Cd, Ba, Mo, W y Sn. Otras zonas de sulfuros masivos de importante potencial de metales base son: Mina Pilas ○ (78 87’ 30” w/1° 44’ 35” 5); al sur en cerro Soroche (78°32’30” W/ 2° 20’ 00” S), cerca de Osogochi, cerca de quebrada de Tortora yacu (rio Paute). MINERALIZACIÓN EPITERMAL Mineralización de Cu, Pb y Zn, ha sido reconocida en rocas volcánicas terciarias, de algunas localidades. Entre los principales yacimientos de este tipo están: Mina San Bartolomé, Mina Pilzhum, Cerro Minas, Malacatos(79°16´13"W/04°13´10"S), Osogochi Atillo, Río Tintas, Principal (78°43´15"W/03°02´10"S), Chinapintza, Santoré, Tres Cerritos, Pangui, Biche, etc.

MINERALIZACIÓN PORFÍDICA Las áreas en donde ocurre mineralización importante, relacionada con pórfidos son: Mina Peggy en el Sigsig, donde se han reportado vetas polimetálicas, stockworks y brechas mineralizadas con los siguientes minerales de rendimiento económico: calcopirita, pirrotina, arsenopirita, pirita, marcasita, estannita, casiterita, esfalerita, bismuto nativo, bismutita, wolframita y galena. Pruebas de Cu y Zn dieron sobre el 2 % y Pb, sobre el 1 %. Ensayos de materiales mineralizados realizados en el sector Ayllón - Santa Bárbara, cerca de la Mina Peggy, en la provincia del Azuay, dieron 2.113 ppm, Cu, 17.300 ppm, Pb y 30.700 ppm


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Zn. Otros prospectos relacionados con pórfidos de Cu, Mo y metales preciosos son Fierro Urcu, cerca de Saraguro, Los Juanes, al sur de Catamayo, Uritohauser (79°12´0"W/03°51´10"S), como pórfido de Pb - Zn, donde la mineralización ocurre en vetas de cuarzo asociada con galena, esfalerita, pirita y calcopirita, Río Isimanchi, en el extremo sur del país, donde se reportó valores de 3.626 ppm de Cu, 1.318 ppm de Pb y 10.457 ppm de Zn. El prospecto de cobre porfídico El Hito (7690/95440), ubicado al sur este en el batolito de Zamora, constituye un granito intruído por pórfidos cuarzo- feldespato y hornblenda- piroxeno. En la provincia de El Oro, existen algunos prospectos polimetálicos, relacionados con intrusivos pofídicos, incluyendo Cerro Pelado (6278/95062) y el distrito Zaruma-Portovelo. MINERALIZACIÓN DE COBRE, PLOMO Y ZINC RELACIONADA A SKARNS Los prospectos Zumbi y María Elena, ubicados al sur dentro del batolito de Zamora, constituyen skarns de magnetita-cobre-oro. En los skarns de Campanilla y Nambija, se han reportado bloques de calcopirita, pirita, galena y esfalerita. En los skarns del norte de la cordillera Real, existen minerales de cobre, plomo y zinc, especialmente en la mina El Placer (78°14¨00"W/01°02¨00"S), donde se reportó 1.347 ppm de Cu, 278 ppm de Pb y 4.279 ppm de Zn. En el área de Urcucocha (78°06¨00"W/00°37´30"S) se detectó 578 ppm de Zn. En el Río Quijos, por esa misma región, se detectó una veta de cuarzo – calcita, que dio un valor de 7.189 ppm de Zn. Al norte de este prospecto, en el área Saraurcu (1717/99888), se obtuvo valores de 591 ppm de Zn. En la Quebrada La Industria (2181/00454), de un bloque de hornblenda – granate, se obtuvo 4 % de Zn. En conclusión, se establece que de los dos metales base principales, cobre y zinc, asociados, a skarns de la cordillera Real, el primero, se relaciona con los skarns de Nambija y el segundo, con los skarns del norte del país. MINERALIZACIÓN DE COBRE, PLOMO Y ZINC RELACIONADA A INTRUSIONES GRANODIORÍTICAS Plutón Ishpingo En el área de río Ishpingo (78°37´30"W/03°01´00"S), a lo largo de la carretera Gualacéo Limón, se reportó 2.346 ppm de Cu, de una granodiorita piritizada, alterada hidrotermalmente. Plutón de Alao En el valle de Alao y río Quishpe (78°32´00"W/01°49´30"S), se reportan valores anomálicos de Cu, en vetas auríferas. Plutón de Pungalá Se presentan pequeños depósitos de cobre, relacionados con este intrusivo, en la mina Agua Santa (78°36´00"W/01°50´00"S).

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Plutón de Amaluza Existe una zona mineralizada (78°32´00"W/02°22´00"S).

de

200

metros

de

largo,

en

esta

región

Otras áreas prospectivas, asociadas a intrusiones granodioríticas, donde ocurre cobre, plomo y zinc, son el plutón jurásico Azafrán (Fig. 4.1), la granodiorita Pimampiro; y en algunas localidades del batolito de Zamora (Fig. 4.4). COBRE, PLOMO Y ZINC RELACIONADO A VETAS DE CUARZO MESOTERMAL Por lo general, este tipo de prospecto, está relacionado a zonas de fracturas, que cortan rocas metamórficas. Entre los más relevantes están: Zona de fractura Cofanes, al norte de la cordillera Real; en las rocas verdes Upano, cerca de la confluencia de los ríos Oyacachi y Santa María; cerca de la laguna Atillo; en el Cerro Hermoso de los Llanganates; cabeceras de río Palora (78°24´50"W/01°44´05"S); Prospecto El Placer; cerca del Túnel de Agoyán; en la zona de Cruzacta y Curiayana, cerca de Alao; en el prospecto Chiguinda (78°43´45"W/03°12´40"S); valle del Huargualla, cerca de Alao; complejo máfico - ultramáfico Tampanchi, etc. COBRE, PLOMO Y ZINC EN SEDIMENTOS Zonas de alto contenido de Cu, Pb y Zn, que ocurren en la provincia de El Oro son las siguientes: Afluentes del norte, que drenan hacia el río Jubones, desde La Tigrera (valores anomálicos de 2.669 y 8.067 ppm de cobre). Prospectos La Playa, La Banda, Cerro Pelado y Cerro Azul. En la Cordillera Real, se registran valores de 865 ppm de Cu, en el tributario occidental del río Yacuambi. En el tributario occidental del río Paute, donde este fluye en sentido norte, se detectó valores de 740 ppm de Zn. El valor más alto de Pb, en sedimento fluvial de la cordillera Real (435 ppm) se registró en la mina Peggy, cerca del Sigsig, provincia del Azuay. COBRE, PLOMO Y ZINC EN LA CORDILLERA OCCIDENTAL De acuerdo al Mapa metalogénico del Ecuador, estructurado por Pierre J. Goossens en 1972 (Fig. 14.7) se establece un número considerable de prospectos mineros de metales base, muchos de ellos asociados a oro y plata, a lo largo de la cordillera Occidental. Algunos prospectos de cobre porfídico han sido estudiados por el estado ecuatoriano, con la cooperación técnica de los gobiernos de Gran Bretaña, Suecia, Japón, Bélgica, etc. En razón de los resultados obtenidos, que evidencian un potencial minero importante, se ha recomendado realizar trabajos de investigación más avanzados, para descubrir depósitos minerales económicamente explotables. Una de las áreas de mayor interés minero en la cordillera Occidental, investigada por técnicos japoneses (JICA), es el área Bolívar (Fig. 14.8), que incluye las zonas mineralizadas de Balzapamba, con los prospectos de El Tornado, Osohuayco, Las Juntas, El Cristal, Las Palmas y Cochabamba; y las siguientes 12 zona mineralizadas: Chaso Juan, La Industria- Yatubi, Tres hermanas, Tilimbela, San Miguel, Las Guardias, Sicota, Tambillo, Tablas Pamba, Balaron y Chilcales Alto. (REPORT


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ON THE MINERAL EXPLORATION IN THE BOLIVAR AREA REPUBLIC OF ECUADOR., Japan International Cooperation Agency, Metal Mining Agency of Japan, march 1989). Las conclusiones más importantes de estos estudios son las siguientes: Area Balzapamba -Subyacida por rocas volcánicas de la formación cretácea Macuchi y rocas graníticas, emplazadas durante el Oligoceno a Mioceno, presenta tres tipos de mineralización: mineralización tipo pórfido de cobre, mineralización de vetas y mineralización tipo aguas termales. La mineralización tipo pórfido de cobre, ocurre en las áreas El Tornado, Osohuaico y Las Juntas. Zonas mineralizadas, formadas principalmente en rocas graníticas oligo-miocénicas, parcialmente rodeadas por rocas volcánicas, caracterizan a estos prospectos. La mineralización tipo vetas, ocurre en el área El Cristal - San Miguel, dentro de la formación Macuchi. La mineralización tipo aguas termales, ocurre en Las Palmas y Cochabamba igualmente dentro de la formación Macuchi. La región mineralizada El Tornado, que es la más grande de todas (16 hectáreas) tiene una extensión de 400 x 400 metros y consiste de 5 zonas mineralizadas principales, que se extienden en dirección aproximada NNE-SSW. Se presentan como diseminación/stockwork de calcopirita, pirita, molibdenita, magnetita, scheelita y pirrotina. Estas zonas mineralizadas, constituidas de sulfuros masivos y vetas con sulfuros, tienen de 20 a 70 metros de ancho, y aproximadamente 50 a 300 metros y más, de largo. Resultados de análisis químicos de muestras de este prospecto, dan valores de 0.2 gr./t Au, 7.7 gr./t Ag, 0.66 % Cu y 0.42 % Mo. La zona mineralizada de Osohuayco, está formada por tres fajas de dirección NE - SW, emplazadas en granodiorita y por la formación Macuchi, en el sector sur del área. El sistema de la mineralización en granodiorita, es calcopirita - pirita - clorita - cuarzo y diseminación; mientras que en la formación Macuchi, son vetas, con sistema: calcopirita - pirita - bornita calcosina- grosularia - cuarzo. La exposición mineralizada en granodiorita, es de 100 metros de ancho por 200 metros de largo. Al sur del área, en la formación Macuchi, es de 10 metros de ancho por 200 metros de largo. Análisis químicos de muestras dieron valores de 0.4 gr./t Au, 27.8 gr/t Ag, 2.6 % Cu y 0.1 % Zn. Tilimbela. - Constituye una área integrada por 4 zonas mineralizada, 3 de las cuales tienen extensiones de 500 x 200 metros y una, de 150 metros de ancho. El valor más alto de Cu, identificado en esta área, fue de 1.60 %. Las Guardias. - Tres zonas mineralizadas de 400 x 100 metros; 350 x 50metros y una de 50 metros de ancho, caracterizan a este prospecto. Chaso Juan.- Un total de 10 exposiciones que varían entre 10 a 300 metros en extensión, ocurren y forman las áreas mineralizadas tipo pórfido de cobre norte, este y sur, que caracterizan este prospecto.. Análisis químico practicado a muestras de estos lugares, dieron valores de 1.5 gr./t Au, 160.9 gr./t Ag y 9.03 % Cu. De investigaciones realizadas entre 1997 a 1999, por la British Geological Survey (BGS) y Dirección Nacional de Geología, con la finalidad de establecer modelos genéticos y descriptivos, para los más importantes depósitos metalíferos del Ecuador, en el marco del Proyecto de Desarrollo Minero y Control Ambiental (PRODEMINCA), Sub Componente 3-5, Evaluación de Distritos Mineros, y basándose en estilos de mineralización, características


FIG 14.7. MAPA METALOGÉNICO DEL ECUADOR. (según Pierre J. Goossens, 1972).

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FIG 14.8. PROYECTO BOLIVAR. Desarrollado por técnicos japoneses, incluye la zonas mineralizadas de Balsapamba, El Tornado, Osohuaico, Las Juntas, El cristal, Las Palas, Cochabamba, Chaso Juan, La Industria, Yatubi, Tres hermanas , Tilimbela, San Miguel, Las Guardias, Sicota, Tambillo, Tablas Pamba, Balaron y Chilicoles Alto.(JICA, 1989)


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estructurales, geoquímicas, mineralógicas, topográficas, geológicas, etc., fueron seleccionados cinco distritos minerales de importancia en el Ecuador, con el soporte de por lo menos cuatro depósitos minerales estudiados y relacionados para cada distrito: en las cordilleras Occidental y Real, el distrito Azuay; en la cordillera Occidental los distritos de La Plata e Ibaoeste; en la cordillera Real, el distrito Alao - Paute y en la cordillera de El Cóndor, el distrito Zamora. Los depósitos y yacimientos estudiados, corresponden a depósitos epitermales, pofídicos y yacimientos epi-mesotermales, pórfidos relacionados con skarns, yacimientos de sulfuros macizos, hospedados en rocas volcánicas, chimeneas brechosas mesotermales, etc (Fig. 14.9). El distrito Azuay, el más estudiado, que incorpora todos los depósitos mineros del sur oeste del Ecuador, está integrado por los sub distritos Machala- Naranjal, Pucará-Alausí, El Oro y Loja, y los campos mineros de Ponce Enríquez, Zaruma-Portovelo, Molleturo y Catamayo y los cinturones de Gañarín, Tres Chorreras, La Playa y Collay-Shingata. (Fig. 14.10). Entre los principales depósitos epitermales de la cordillera Occidental, seleccionados por PRODEMINCA, están: Quinsacocha. - Representa un excelente depósito de oro de alta sulfuración, producido por procesos hidrotermales. Su mineralización está relacionada a una caldera, emplazada sobre una cámara magmática ascendente. El Mozo. - Del Mioceno medio, es otro depósito de oro de alta sulfuración relacionado a la falla Baños. La mineralización es más intensa, en el lado este que en el lado oeste, del sector. Campo Minero Molleturo. - Es un depósito epitermal de baja sulfuración. Su mineralización, tiene relación con el sistemas de intrusivos del batolito de Chaucha. Gañarín. - Está directamente relacionado con el desarrollo de la caldera del Jubones. Se trata de otro ejemplo de depósito de baja sulfuración. SULFUROS MASIVOS EN ROCAS VOLCÁNICAS.Formados en ambiente de arco de islas submarinas (ambiente submarino). Los arcos de islas Macuchi y Alao, se han acrecionado al continente, dando un metamorfismo de bajo grado y deformación. Todos los depósitos se encuentran vecinos a grandes suturas o fallas. Los principales yacimientos de sulfuros masivos en rocas volcánicas, escogidos por el Proyecto PRODEMINCA son: en la cordillera Occidental; La Plata y Macuchi. En la cordillera Real; Las Pilas, Cruzacta y Guarumales. PÓRFIDOS Y SISTEMAS EPI-MESOTERMALES, RELACIONADOS CON INTRUSIONES. Una secuencia cronológica de este a oeste, se registra en el Ecuador, desde la zona sub andina Jurásico - Cretáceo hacia la zona de subducción terciaria. Pórfidos reconocidos en la cordillera Occidental: Chaucha (Cobre y molibdeno), relacionado con el batolito del mismo nombre, de características plutónicas y de edad miocénica. Junín, relacionado al batolito Apuela, emplazado a niveles hipabisales. Conjunto de diques porfídicos, dacíticos y dioríticos, controlados por fallas (mineralización tipo stockwork).


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FIG 14.9. DISTRITOS MINERALES PRINCIPALES DEL ECUADOR. Clasificado en función del listado de mineralización según el proyecto de desarrollo minero y control ambiental (PRODEMINCA, 2001).


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FIG 14.10. EL DISTRITO AZUAY DEL SUR DEL ECUADOR. Incorpora los subdistritos: Pucara- Alausí, el Oro y Loja, así como los campos minerales de Molleturo, Ponce Enríquez y Catamayo y los cinturones mineralizados tres Chorreras – La Playa. Gañarin y Collay – Shincata. (según PRODEMINCA, 2001)


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Gaby - Papa Grande, caracterizado por brechas volcánicas en pórfidos de oro y plata. Mineralización tipo stockwork y chimenea de brechas(brecha pipe) Los depósitos de Bella Rica y San Gerardo, tienen sistemas de vetas auríferas epi mesotermales, de direcciones NW y WNW-EW. Su paragénesis mineral es: Au+Cu+Ag+/-As+/-Zn+/-Pg+/-Bi-Te. CHIMENEAS DE BRECHAS MESOTERMALES Se registran los siguientes grupos: Cinturón Tres Chorreras - La Playa, que se alinea al sistema de fallas Bulubulu, de rumbo SW - WSW. Grupo de brechas Peggy, relacionado con la falla Baños de dirección NNE - SSW, y con fallas transversales de dirección WNW. Pórfido relacionados al cinturón de Nambija y cordillera del Cóndor: Pórfidos de San Carlos (Cu, Mo), Cumay y Tumi (Cu, Au). Skarns auríferos asociados a volcánicos clásticos y batolito Zamora. El campo minero de Nambija está relacionado con la mayor acumulación de caliza. El oro fue introducido por fallas extensionales inclinadas. Stockwork de pórfido de El Hito y Santa Bárbara (Cu, Au), asociados a micropórfidos dacíticos e intrusiones porfídicas de cuarzo emplazadas en el batolito de Zamora. Chinapintza.- Mineralización epitermal de baja sulfuración Au, Ag, relacionado con el batolito de Zamora. OTRAS OCURRENCIAS METÁLICAS ALUMINIO (Al) Pese a que muchas regiones del Ecuador presentan condiciones favorables para la formación de bauxita, principal mena de este metal (calor, humedad y pH neutro del suelo), hasta la actualidad no se ha reportado yacimientos importantes. La bauxita consiste en una variedad de rocas lateríticas, ricas en óxidos de aluminio (sobre el 50 % de Al 2 O3), que potencialmente puede prospectarse en suelos lateríticos, tanto en las estribaciones de la cordillera Occidental, como en las estribaciones orientales de la cordillera Real. Arcillas con alto contenido de alúmina son potenciales fuentes de aluminio. Depósitos de caolín existentes e el sector oriental de Azogues, como el caso de la mina Shiña-Abuga, con un contenido mayor al 24 % de Al2O3 (Lámina 49) podrían ser una alternativa, como fuente de aluminio. ANTIMONIO (Sb) En algunas localidades del país se han reportado minerales de antimonio. Las más relevantes son: Mina El Antimonio, localizada en cerro Pelado, quebrada Guayabo, provincia de El Oro (6272/95043). Se trata de una veta de 0.40 m de espesor, integrada por cuarzo y estibina. Contenido de oro, en el orden de 14 ppm han sido reportados de esta zona mineralizada. Mina Loma Larga, ubicada también en la provincia de El Oro, cerca del

LAMINA 49. DEPOSITO DE CAOLIN SHINA - ABUGA. Ubicado a 7.5 kilómetros al noreste de Azogues (vía Azogues Taday). Se explota esta mina, de considerable volumen, desde hace algunas décadas. Su utilización ha sido para cerámica; sin embargo, debido a su alto contenido de AI203, mayor al 24%, podría servir de fuente de aluminio


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poblado Loma Larga, en las cabeceras de la quebrada Lazumbe (6450/95880). La mineralización, corresponde a una veta de cuarzo, con masiva a cristalina estibina en cuarcita. Quebrada El Oso, tributaria del río Moromoro, en la provincia de El Oro. De igual forma que en la mina Loma Larga, se presenta, vetas de cuarzo con estibina, emplazadas en la unidad Moromoro. En San Bartolomé, minerales de Bulangerita, polibasita y freieslebenita, han sido reportados. En la mina Pilzhum, se ha reportado sulfosales de antimonio, Otras áreas con indicios de antimonio son: Santa Bárbara - río Ayllón (4.900 ppm), mina Peggy (207 ppm), quebrada Reote (244 ppm), Guarumales (1.228 ppm), río Isimanchi (sobre los 402 ppm), Molleturo (Azuay), San Fernando (Azuay), Santa Rosa y Piñas (El Oro), Olmedo y Quilanga (Loja). ARSÉNICO (As) Es común encontrar este mineral asociado al antimonio y al oro; y por lo tanto, en un alto porcentaje, ocurre en las mismas localidades donde estos se presentan. Esta mineralización se considera de origen mesotermal, y es probable que esté relacionada a los pórfidos. Se ha reportado arsénico en prospectos como Loma del Loro, cerca de Saraguro - Loja (1.143 ppm), Guarumales – Azuay (más de 2.000 ppm), Sedimentos de los ríos Santa Rosa y Colunguro, en la provincia de El Oro (más de 2.000 ppm), etc. Otras áreas donde se ha reportado arsénico son: Molleturo (Azuay), ríos Santa Bárbara y Ayllón (Azuay), cordillera de Zamora, hacienda Maca Grande (Cotopaxi). BISMUTO (Bi) Se ha detectado bismuto en tetrahedrita de la mina Pilzhum (Cañar); bismuto nativo y bismutita en la mina Peggy del Azuay (sobre los 5.800 ppm de bismuto). En la mina Cerro Pelado de la provincia de El Oro (104 ppm en sedimentos). CADMIO (Cd) Análisis efectuados a muestras de la mina Peggy del Sigsig, dieron valores superiores a 2.655 ppm de Cd. En el prospecto Guarumales se reportó 730 ppm Cd; en Chinapintza, 410 ppm, y en la quebrada La Industria, 494 ppm. El valor más alto de Cadmio reportado, proveniente de sedimentos de río fue 10.8 ppm, en el tributario norte del río Paute. COBALTO (Co) Un bloque de skarn en el río Quijos, encima de la confluencia de éste con el Papallacta,(8372/99520), dio valores de cobalto en el orden de 236 ppm. En rocas ultrabásicas, los valores de cobalto oscilan entre 100 y 150 ppm. Son de interés en cobalto, la quebrada Las Palmas(164 ppm), en el Oro; y Peltetec (56 ppm). Otras áreas son: Santa Isabel ( Azuay) y Saloya (Pichincha). CROMO (Cr) En las colinas, cerca del río Zula (78º40´00”W/02º15´00”S), bloques de cromita fueron encontrados, así como altos valores de cromo en sedimentos, relacionados con el complejo máfico - ultramáfico que allí ocurre. En la quebrada Las Palmas(6112/96045), provincia de El Oro, se detectaron 1.820 ppm, Cr. Otra área con indicios de cromo es Tampanchi


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(complejo máfico - ultramáfico), donde análisis de concentrados de batea y suelos dieron 9.842 y 4.863 ppm Cr, respectivamente. ESTAÑO (Sn) Indicios de estaño existe en: mina Peggy del Sigsig (Azuay); Río Pichinal al este de Saraguro (Loja). Otras áreas de ocurrencia son: río Minas, Monte Olivo, río Cuyes y granito Tres Lagunas. HIERRO (Fe) Ocurre en Loja (San Miguel), Quebrada Guanto (Cariamanga), Guayas (Pascuales), Azuay (Mangahurcu), Cotopaxi (Cuyugna, Saquisilí), Manabí (Montecristi), Bolívar (Guanujo), Chimborazo (Chunchi), Pichincha (Saloya), Galápagos (Isla Santiago) y Zamora (Quebrada Cambana, quebrada Hierro). MERCURIO (Hg) En el Cerro Huaizhun, al este de la ciudad de Azogues, se extraía mercurio (azogues en castellano antiguo), desde tiempos coloniales. Los españoles le dieron el nombre a la ciudad, en alusión al mineral. Se trata de los denominados Boquerones de San Marcos que representan galerías de explotación de tiempos coloniales. Posiblemente la mineralización es de origen mesotermal. Una falla de rumbo NS que corta la formación cretácea, Yunguilla, sería la responsable de esta ocurrencia. Mercurio nativo de aluvión se ha reportado en el área Collay –Azua (78º40´00”W/02º53´00”S). Indicios ocurren en San Antonio (Bolívar), San José de Minas (Pichincha), Guayaquil (formación Cayo) e Isla de la Plata (Manabí). NIQUEL (Ni) Vetas de cuarzo con limonita, del terreno Guamote en Ambuquí, dieron valores de 742 ppm, Ni. Los sedimentos de quebradas que drenan las ofiolitas Peltetec en Peltetec, dieron 759 ppm de níquel. Sedimentos provenientes de las ofiolitas, que ocurren en las cabeceras del río Parcayacu, afluente del río Mulatos, reportaron valores de 1.5 % de Ni. Otras zonas de interés de níquel son: Saloya (Pichincha), río Parcayacu y La Victoria (Cotopaxi). PLATINO (Pt) En los ríos Pindilig y Cachicoral, al este de Azoques, se reportó platino y oro aluvial, posiblemente proveniente del complejo máfico – ultramáfico, Tampanchi. Valores de 1.980 ppb, Pt y 2.568 ppb, Pd, se obtuvieron de concentrados de batea, así como 205 ppb, Pt, 260 ppb, Pd, de suelos en estas localidades. En el Complejo Ofiolítico de El Oro, en formaciones jurásico–cretáceas, ocurren varios cuerpos ultramáfico. El más grande se encuentra en la unidad litológica del Complejo Ofiolítico Raspas, Esta roca, generalmente se encuentra asociada a altos contenidos de cromo y níquel y así como a metales del grupo del platino. Al norte del Ecuador, en la región de Esmeraldas y Pichincha (Saloya), se ha reportado la presencia de platino, tanto en placeres, como en rocas serpentinas.


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TELURO (Te) Cerca de Cerro Pelado, en el Oro, existen indicios de teluro. Tres muestras de sedimentos recogidas de quebradas de dicha localidad, dieron valores entre 28 a 47 ppm. Otra región de indicios es el área de Peltetec (sedimentos de río dieron valores sobre los 123 ppm). TITANIO (Ti) Altos valores de titanio, sobre 1.04 %, se relacionan con el vanadio, que ocurre en el río Vergel. Al este de Monte Olivo, en el sur del país, se encuentran grandes cristales de rutilo (TiO2) de color rojo, en un gneiss pegmatítico. Concentraciones de magnetita titanífera (arenas negras), son comunes en las playas de la costa ecuatoriana; sin embargo, no son depósitos importantes, por su pequeño volumen y por no constituir concentraciones de ilmenita, en lugar de magnetita titanífera. VANADIO (V) En la anfibolita Panupali de El Oro, se detectó vanadio en el rango de 239 - 409 ppm. El skarn Urcucocha, dio valores entre 239 y 334 ppm. Una muestra del batolito de Zamora, dio 326 ppm; y cerca de Oyacachi, en el cuerpo granítico que allí ocurre, se determinó 244 ppm. En la quebrada Curispe, tributaria del río Yacuambi, se obtuvo el más alto valor de vanadio en sedimentos fluviales (606 ppm). Al sureste de la cordillera Real, en el río Vergel, se presentaron valores importantes de este elemento. MINERALES NO METÁLICO E INDUSTRIALES Entre los recursos no metálicos e industriales de mayor importancia en el Ecuador, se encuentran los siguientes: ROCAS CARBONATADAS Las calizas de origen sedimentario y los travertinos y ónix de origen de aguas termales, son comunes en el Ecuador; menos comunes son las calizas metamórficas(mármoles). LUGARES DE OCURRENCIA CALIZAS SEDIMENTARIAS En una gran extensión de la provincia del Guayas, a lo largo del flanco sur de la cordillera Chongón-Colonche y con un rumbo este – oeste, en su primer tramo y luego sur-norte, penetrando en la provincia de Manabí, aflora con el nombre de Calizas San Eduardo, calizas Chongón, calizas Montecristi, etc. este importante recurso de considerable volumen, que asegura los requerimientos de materia prima para la industria del cemento y rocas ornamentales del Ecuador. Otros lugares de importancia en la costa son las calizas Las Delicias (Guayas), calizas Sancán, Manabí), etc. CALIZAS Y ÓNIX DE AGUAS TERMALES (LÁMINA 50) Los depósitos mas relevantes del país están en los siguientes lugares: provincia de El Oro: Naranjo, Casanga. provincia de Loja: La Toma, San Pedro, Guallabamba-Catamayo, Chihuango-Sambi, hacienda Nueva, Duraznillo, valle de Zamora. provincia de Cañar:

LAMINA 50 .DEPOSITO DE TRAVERTINO DE GUAPAN. Ubicado a 5 kilómetros al noroeste de Azogues (vía Azogues – Biblián ) . Se trata de un depósito de caliza cuaternaria, originado por aguas termales, que se lo explota desde hace varias décadas, utilizado para la fabricación del cemento Guapán de la provincia del Cañar.


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Guapán, Cachipamba, Bayas, río Tabacay, Chiticay, El Tambo, Cachihuayco. provincia de el Azuay: Portete, Baños, Virgen de Milagros, Racar, Verdillo, Sinincay, Ochoa León, San Vicente, El Salado de Patamarca, Checa, Santa Rosa, Mangán, Quinua. provincia del Chimborazo: Shobol. provincia de Bolívar: Salinas. provincia de Pichincha: Tolantag CALIZAS METAMÓRFICAS (MÁRMOLES) Mármoles ocurren en pocos lugares en el Ecuador. Los mas importantes son: provincia de Chimborazo: Zula. provincia de Imbabura: Selva Alegre. provincia de Loja: Saraguro. provincia de Pichincha: Pifo. En la cordillera Real, ocurre mármol negro en la formación cretácea Napo (zona sub andina). Mármol azul ocurre en el río Isimanchi, en el extremo sur de la cordillera Real. Mármol blanco ocurre en el río Diviso. En Cerro Hermoso de los Llanganates, una secuencia de 500 metros de mármol negro se hace presente( Fig. 4.5). ROCAS FOSFATADAS La ocurrencia mas importante de rocas fosfatadas (reservas sobre los 20’ 000.000 de toneladas métricas), se presenta al este de la cordillera Real (carretera Baeza-Lago Agrio, kilómetro 71). Se trata de horizontes fosfatados, pertenecientes a la formación Napo del Cretáceo. En la formación Callo, que aflora tanto en la provincia del Guayas como Manabí, a pesar de no haberse identificado capas de este mineral, no se descarta la posibilidad de su ocurrencia. SÍLICE Y MINERALES DE CUARZO LUGARES DE OCURRENCIA Cristales de roca y vetas de cuarzo masivo, ocurren en el país, pero aun no se considera como un potencial económico importante; sin embargo, cuarcitas de la formación Hollín del Cretáceo, afloran en las cercanías de Limón e Indanza (provincia de Morona Santiago), presentando recursos importantes para la industria del vidrio. Cuarcitas de alta pureza, de importancia económica, ocurren en la formación Hollín, en la rivera derecha del río Chuchunbleza. Los siguientes lugares y características, han sido establecidos por Goossens en su libro “Los Yacimientos e indicios de los minerales metálicos y No metálicos de la república del Ecuador”,para la sílice y minerales de cuarzo: LUGAR

DESCRIPCI0N

Vacas Galindo (Imbabura) Alausí(Chimborazo) Sigsig (Azuay) Gualaquiza, Cerro Matanga (Morona) (Zamora) Santa Lucía (Bolívar) Portovelo (El Oro) Tixán (Chimborazo) Apagua (Cotopaxi) Tigua (Cotopaxi) Puerto Callo (Manabí)

Cuarzo Cristal de roca Cristal de roca Cristal de roca, arena silícea Cristal de roca Arena de cuarzo Veta de cuarzo Geyserita Arena de cuarzo Arena de cuarzo jaspe

Zamora

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Chanduy (Guayas) Santa Rosa (El Oro) Hollín (Napo) Nanegal (Pichincha) La Merced (Tungurahua)

Arenisca y arena de cuarzo Arena de cuarzo Arenisca Cristal de cuarzo Cristal de cuarzo

FELDESPATO Al sur del poblado de Marcabelí, en la provincia de El Oro (6220/95800), en el denominado granito de Marcabelí, se explota este mineral para usarlo en la industria cerámica. Se trata de vetas de feldespato pegmatítico intemperizado, que presenta una reserva aproximada de unas 80.000 toneladas. Rocas ricas en feldespato se presentan en cuazsienitas y cuarzmonzonitas del plutón Rosa Florida ubicado en el extremo norte del país (Fig. 4.3 a). ASBESTOS En La cordillera Real ocurren bloques de asbestos tremolita y vetas de asbestos antigorita asociados a serpentinitas. En la base de la principal serpentinita (Peltetec), en el valle de Huarhualla provincia del Chimborazo, existe una unidad de 5 metros, dentro de la cual se han desarrollado fibras de asbestos crisotilo. En la misma área, a lo largo de la vía Alao, hacia el norte, se han encontrado bloques sueltos con pequeñas vetas de asbestos azul. ARCILLAS, CAOLINES Y TALCO Importantes depósitos de arcillas se encuentran en las cuencas sedimentarias interandinas Azuay-Cañar, Loja y Malacatos. La presencia de numerosos intrusivos ácidos y rocas piroclásticas en dichas regiones, han originado, por alteraciones e intemperismo, numerosos depósitos de caolín y bentonitas. Arcillas plásticas usadas en la manufactura de sanitarios, son explotadas en el sector Plan de Milagro en las cercanías de Limón. Se trata de depósitos de illita, producto del intemperismo de las rocas metamórficas del sector. Rocas ácidas ricas en feldespato, alteradas a caolín, ocurren en la formación Tarqui, tanto al sur de Cuenca como al oriente de Azogues. Explotación de caolín para la industria cerámica, se ha realizado desde hace algunas décadas, en el kilómetro 7.5 de la vía Azogues – Taday, (Lámina 49). LUGARES DE OCURRENCIA Algunos yacimientos de caolín, pirofilita, talco y bentonita de importancia en el país son los siguientes: CAOLÍN: LUGAR Provincia del Cañar Shiña Abuga Kilómetro 11 vía Azogues-Taday

DESCRIPCIÓN

Alteración de dacita Alteración de piroclastos de la

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Provincia del Cañar Bayas San Marcos Biblián

formación Tarqui Alteración de filón capa dacítico Alteración de andesita Alteración de filón capa dacítico

Provincia del Azuay Baños Irquis Guarumales Tinajillas Socorro - Sizho Cushín

Piroclastos cuaternarios alterados Alteración de piroclastos(f.Tarqui) Alteración de roca volcánica Alteración de r. volcánicas(f.Tarqui Alteración de r. Volcánicas(f.Tarqui Alteración de rocas volcánicas

Provincia de Loja: Catamayo

Alteración de roca volcánica

Provincia de Bolívar Bilován Balzapamba

Alteración de piroclastos Alteración de piroclastos

Provincia de Pastaza Puyo

Terrazas de caolín transportado

BENTONITA Provincia de Cañar Antonio Borrero Cojitambo Provincia de Manabí Tosagua

Bentonita cálcica intercalada en Lutitas. Bentoníticas cálcicas de la F. Mangan. Yacimiento de bentonita sódica

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Provincia del Guayas Formaciones Zapotal y dos Bocas

Horizontes de bentonita sódica

Provincia de Loja Gonzanamá

Yacimiento de saponita

Provincia de Pichincha Quito

Alteración de roca volcánica

PIROFILITA Provincia de El Oro Paccha

Alteración de roca ígnea

ESTEATITA (TALCO) Provincia de Cañar Taday

Esquistos de la cordillera Real

Provincia de Tungurahua La Merced

Pizarras cristalinas

Provincia del Azuay Paute

Esquistos talcosos

Provincia de Pichincha Saloya

Presencia de talco en serpentinas

YESO No se conoce yacimientos de yeso de importancia en el Ecuador, a pesar de que las condiciones geológicas del país son favorables; por lo tanto, una minería a gran escala de este recurso, hasta el momento no ha sido posible desarrollarla. Algunas formas de limitados yacimientos, ocurren en diferentes sectores: el evaporítico, relacionado con evaporación de las aguas saladas (“brines”) en formaciones sedimentarias terciarias, en cantos cementados por arcillas, constituyendo “eflorencias en zona áridas” y del tipo “solfateras” producto de la oxidación del azufre contenido tanto en rocas volcánicas como en sedimentarias. LUGARES DE OCURRENCIA Entre los depósitos de yeso que han generado una minería artesanal y de pequeña escala están los siguientes: LUGAR Provincia del Guayas Península de Santa Elena

DESCRIPCION

Vetillas de pocos centímetros en formaciones terciarias

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Punta Carnero

Provincia de Pichincha Calacalí Nanegal Provincia del Cañar Cojitambo Loyola

Yeso en bandas finas depositado por erosión de arcillas

Yeso con azufre Yeso de origen volcánico (oxido de azufre

Yeso saturando fracturas arcillosas Yeso saturando fracturas en rocas arcillosas

en

Provincia del Azuay Valle de Paccha Santa Isabel

Yeso saturando fracturas en rocas arcillosas Yeso saturando fracturas en rocas arcillosas

Provincia de Loja Lucarqui

Yeso saturando fracturas en rocas arcillosas

Malacatos Catamayo

Yeso en areniscas cerca de vetas de lignito. Yeso saturando fracturas en rocas arcillosas

roca

CARBÓN Considerables reservas de material que varía de sub-bituminoso a lignito, ocurren en la región interandina del país, en especial en la cuenca Azuay-Cañar(22 M/t), Malacatos( 2.5 M/t) y Loja( 1.5 M/t). Se trata de carbón mineral que posee un poder calorífico entre 4.500 a 5.000 calorías/kilo (el lignito tiene 7.000 cal/k y la antracita sobre los 15.000). Según estudios realizados, se establece que este recurso no es propicio para el uso doméstico, por su alto contenido de azufre y de cenizas, siendo posiblemente recomendable su gasificación, para uso industrial

LUGARES DE OCURRENCIA LUGAR Provincia de Loja Cariamanga (vía Quilanga) Loja(vía Malacatos) Loja (formación San Cayetano) Malacatos (formac. terciarias)

DESCRIPCIÓN

Mantos estratificados de lignito entre sedimentos Mantos estratificados de lignito entre sedimentos 5 mantos de lignito entre rocas sedimentarias Mantos de lignito asociados a areniscas

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Provincia de Cañar Biblián, San Nicolás (F. Mangán)

Provincia del Azuay Ricaurte ( F. Mangán) Nabón (Mangán)

Provincia del Chimborazo Alausí Palmira Penipe Provincia del Pichincha San Antonio

Dos sistemas de vetas(Washington con 3 mantos y Cañari con un potente manto de 2 a 5 metros)

Mantos asociados a areniscas y limolitas terciarias Mantos asociados a areniscas y limolitas terciarias

Capas de carbón en arcillas terciarias Capas de carbón en sedimentos Micénicos Antracita (?)

Manto subbituminoso cuaternarios

en

sedimentos

DIATOMITAS Son mezclas microscópicas de rocas silíceas, formadas por algas fósiles, de origen marino o lagunar, llamadas diatomeas. Su uso industrial es principalmente para filtros. Además como absorbente y abrasivo. La elaboración de cementos alivianados es otro de los usos que se le da a este material. LUGAR DE OCURRENCIA LUGAR Provincia del Guayas Sucre

DESCRIPCIÓN

Depósitos de diatomitas en sedimentos Terciarios

Provincia de Loja Loja (formación San Cayetano)

Depósito de diatomitas con 84 % de SIO2

Provincia del Pichincha

Material silíceo (80 %)

Provincia de Cotopaxi

Diatomitas en sedimentos lacustre

GRAFITO Esquistos grafitosos son comunes en las rocas metamórficas de la cordillera Real y en algunos sectores de la cordillera Occidental. Bancos de esquistos grafitosos ubicados en el río Blanco, cantón Baños, provincia del Tungurahua, han sido reportados en décadas pasadas (Herrera, 1965). Estos bancos de 10 metros de ancho por 50 metros de largo, contienen abundantes vetillas y lentes de grafito de buena calidad. Cerca de Sevilla de Oro, provincia del Azuay, se explota grafito desde hace algunos años.

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LUGARES DE OCURRENCIA LUGAR

CARACTERÍSTICAS

Provincia del Cañar Azogues Cochapamba

Esquistos grafitosos Esquistos grafitosos

Provincia de Loja Solapa Fierro Urco, Catamayo y Loja

Grafito Esquistos grafitosos

Provincia de Tungurahua Río Blanco (Baños)

Esquistos grafitosos

Provincia del Chimborazo Penipe Esquistos grafitosos Provincia de Morona-Santiago Limón `

Esquistos grafitosos

BARI0 Sulfato de bario o baritina( BaSO4) de origen hidrotermal, se explota en el área del río Bomboiza, con una producción superior a las 6.000 toneladas. Un número considerable de yacimientos y / o prospectos con mineralización epitermal, que han sido citados en párrafos anteriores, presentan altos contenidos de bario. Considerable volumen de baritina residual, se explotó en décadas pasadas en las áreas de Pascuales, cerca de la ciudad de Guauyaquil, siendo probable su continuidad hacia el oeste. Este depósito, probablemente entre los mas importantes, está relacionado con los cuerpos ígneos que allí ocurren. PIEDRAS PRECIOSAS Y OTRAS GEMAS RUTILO Cristales de rutilo mayores de 4 centímetros de tamaño, semitranslúcidos, de color rojo marrón, ocurren en pegmatitas, al este de Monte Olivo (Fig. 4.3 a). ZOICITA (Silicato alumínico de calcio hidratado) En la localidad antes descrita, se presentan cristales de zoicita, de color verde, euhedrales, semitranslúcidos LAZULITA (Aluminofosfato de Fe y Mg) Cristales de color azul cielo, ocurren aproximadamente 7 kilómetros al norte de Baeza, provincia de Napo, en las cabeceras del río Sardinas Chico y río Quijos, en la unidad jurásica Upano.


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TOPACIO Se ha identificado cristales de topacio, en análisis de secciones delgada de rocas provenientes del granito de Marcabelí, en la rivera sur del río Puyango (6514/95838), así como en el plutón El Prado, quebrada Usulaca (6514/95838). De análisis de minerales pesados de sedimentos provenientes de los ríos Sangurima y Cuyes, igualmente se detectó topacio. TURMALINA Es común en las pegmatitas y vetas de cuarzo, alojadas en el granito Tres Lagunas, en las cercanías de Saraguro y Gima (Fig. 4.3 c). ESMERALDAS Es conocida la existencia de esmeraldas en la zona sub andina de río Bermejo, al norte del río Aguarico. Esta localidad geológicamente representaría la continuidad de los campos mineros de esmeraldas de Colombia, relacionados con aureolas de metamorfismo de contacto, al rededor de intrusivos terciarios, que cortan el equivalente a la formación Napo, reconocida por la presencia de pirita, baritina y fluorita. Otro lugar en que se ha reportado la existencia de esmeraldas es el área de Chunchi en la provincia de Chimborazo. GRANATES Rocas con granate de alta pureza se han encontrado en Nambija y en los campos de skarn del norte del país. Granates hidioblásticos euhedrales, de tamaño superior a los 3 centímetros, están presentes en río Collanes, afluente del río Palora (8001/9812). Se han reportados granates mayores a 5 centímetros de tamaño en quebrada Culebrillas, cerca de La Bonita, provincia de Sucumbíos (Fig. 4.3 a). POTENCIAL HIDROCARBURÍFERO DEL ECUADOR El petróleo o crudo, como vulgarmente se lo conoce, no es un elemento químico o compuesto uniforme; mas bien, es una mezcla compleja de un enorme número de compuestos de hidrógeno y carbono, llamados hidrocarburos. En la naturaleza, el petróleo asume los tres estados de la materia: sólido, líquido y gaseoso. La calidad del petróleo está en función de su densidad y se la mide en grados API. Un crudo de mayor API es de mejor calidad y viceversa; así se clasifica como crudo liviano, el que tiene gravedad específica mayor a 30 API; crudo mediano el que está entre 29 a 22.3; y crudo pesado, el que está entre los 22 a 10. En el Ecuador, el principal recurso hidrocarburífero es el petróleo, le sigue el gas y en menor importancia, el asfalto natural.


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PETRÓLEO Existen dos zonas principales en donde se explota petróleo en el Ecuador: la península de Santa Elena y la cuenca Oriental. PETRÓLEO EN LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA.Los yacimientos de la península de Santa Elena, se encuentran ubicados en el extremo oeste de la provincia del Guayas, a una distancia de 120 kilómetros de la ciudad de Guayaquil. Las acumulaciones mas importantes, que en su mayor parte son genéticamente autóctonas, se presentan principalmente en reservorios de las formaciones terciarias, siendo de menor incidencia las acumulaciones en la formaciones cretáceas. RESERVAS EXPLORATORIAS Las reservas exploratorias, de los principales campos de la península de Santa Elena, según CGC, empresa operadora del recurso hidrocarburífero, se estimó de la siguiente manera: CAMPO Transversal Santa Paula El Volcán El Juicio Pacoa Sur CAMPO Montañita Este Pacífico Montañita oeste Punta Ancón La Asunción Montañita Río Moluco Atahualpa Río Salado Riqueza Norte Riqueza Sur La Represa TOTAL

RESERVAS (Mbbl) 3.4 3.1 2.0 2.1 2.2 RESERVAS (Mbbl) 0.9 1.1 0.9 0.9 11.3 8.2 4.4 3.0 4.8 2.9 1.8 1.3 54.3 Mbbl (millones de barriles)

En conclusión, las reservas exploratorias de los campos mas importantes de la península de Santa Elena, se calculan en 54.3 millones de barriles , siendo las areniscas de las formaciones terciarias Atlanta, Socorro y Passage Beds, los principales reservorios. La secuencia cretácea presenta reservorios no convencionales, especialmente en los cherts fisurados de la formación Santa Elena.

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PRONOSTICO DE PRODUCCIÓN MENSUAL Una disminución de la producción mensual en los campos de la península de Santa Elena desde el 01/12/99 hasta el 01/12/07, se presenta en el siguiente listado: FECHA 01/12/99 01/12/00 01/12/01 01/12/02 01/12/03 01/12/04 01/12/05 01/12/06 01/12/07

PRODUCCIÓN (bbl) 72.000 67.000 62.000 59.000 54.000 49.500 47.000 44.000 41.500

FECHA 01/12/08 01/12/09 01/12/10 01/12/11 01/12/12 01/12/13 01/12/14 01/12/15 01/12/16

PRODUCCION (bbl) 37.000 34.500 34.000 30.500 28.000 26.000 24.000 22.000 20.999

Como puede observarse de los datos antes citados, de no existir exploración y descubrimiento de otros campos, la producción de petróleo en la península de Santa Elena, se convertirá en antieconómica, en un futuro muy cercano. CAMPOS DE LA CUENCA ORIENTAL La cuenca Oriental del Ecuador, cuenta con los siguientes 24 campos de petróleo, que se encuentran en etapa de exploración - explotación (estimación hecha al 31 de diciembre del 2.000): Auca, Armadillo, Cononaco, Culebra - Yulebra - Anaconda, Cuyabeno - Sansahuari, Frontera, Guanta - Dureno, Lago Agrio, Libertador, Mauro Dávalos, Ocano, Oglán, Pacay, Paraíso, Peña Blanca, Pucuna, Puma, Pungarayacu, Rumiyacu, Sacha, Singue, Shushufindi–Aguarico, Tetete - Tapi, I.T.T. RENDIMIENTO Y CALIDAD DE PETROLEO El rendimiento diario de los campos de la cuenca Oriental para el año 2.000 se presenta en la Tabla 14.5 adjunta. RESERVAS A partir del año 2.001, la integración de nuevos campos de crudo: 1 de crudo liviano (Singué de 30.96° API), 6 campos de crudo mediano y 5 de crudo pesado, abren nuevas perspectivas al potencial hidrocarburífero del Ecuador, como puede observarse de la estimación de reservas probadas, producidas y remanentes (Tabla 14.6).


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TABLA 14.5 RENDIMIENTO DIARIO DE LOS CAMPOS DE LA CUENCA ORIENTAL DURANTE EL AÑO 2.000 (fuente: Directorio de la Industria Energética del Ecuador, 2002) Ricthisarm & Associated, 2002


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TABLA 14.6. ESTIMACIÓN DE RESERVAS DE LOS CAMPOS PETROLÍFEROS DE LA CUENCA ORIENTAL AL 31/12/00 (fuente: Directorio de la Industria Energética del Ecuador .Ricthsarm & Associated, 2002 )


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GAS NATURAL EL GOLFO DE GUAYAQUIL El bloque 3, denominado “Campo Amistad” del golfo de Guayaquil, cuya empresa operadora EDC Ecuador Ltd. subsidiaria de Samedan Oil Corporation, en los últimos tiempos trabaja desarrollando su producción, está ubicado en el Graben de Jambelí, a una profundidad costa afuera, entre 0 y 40 metros y una área de 3.497 Km2. Ha demostrado ser una opción muy importante que tiene el estado ecuatoriano, sobre el recurso GAS. Sus reservas calculadas aproximadamente en 345.000 (miles de millones de pies cúbicos), con una composición del 98.6 % de metano, 0.78 % de etano, 0.22 % de propano y 0.40 de butano y pentano, serán destinadas a la generación eléctrica del país, durante 30 años, a un ritmo de producción de aproximadamente 12.7 (miles de millones de pies cúbicos), a partir de su inicio, el año 2002, quedando constante un máximo de producción de 35 mmcf, desde el 2005 hasta el 2026; y a partir de esa fecha, irá decayendo paulatinamente hasta el 2.030 (Fig. 14.11) GAS NATURAL POR EXPLOTACION DE PETROLEO. La producción de gas natural, simultáneamente a la del petróleo, es relevante y necesario considerarla. Para tener criterios sobre el gas natural, que las diferentes empresas hidrocarburíferas que han operado en el país, produjeron durante 29 años (1972 - 2.000), presentamos la Tabla 14.7: ASFALTO NATURAL LAS ARENAS BITUMINOSAS DEL CAMPO PUNGARAYACU. Arena bituminosa impregnada de hidrocarburos pesados (10° API), ocurren en mas de 100 Km2, en la parte central occidental del oriente ecuatoriano, provincia de Napo, 20 kilómetros al norte de la ciudad de Tena. El miembro Inferior de la formación Hollín, constituye este importante recurso de hidrocarburos pesados o arenas bituminosas, consideradas como asfalto natural, potencialmente útiles, a ser usadas, previo mejoramiento, especialmente en obras de ingeniería civil, como material para construcción de caminos. Se trata de una arena sub arkósica, con impregnación asfáltica, con abundante cuarzo, bien clasificada, de grano fino a medio, con tendencia al grano grueso, que aflora en la parte norte del campo Pungarayacu y se emplaza hacia el sur, llegando a una máxima profundidad de 290 metros; esto ha permitido sugerir una explotación a cielo abierto de este recurso, cuyas reservas se estiman en el orden de 5.000.000 B/N. Según las coclusiones técnicas sobre esta arena asfáltica de la formación Hollín, además de ser un importante reserva hidrocarburífera, se la puede considerar como un cemento asfáltico 60 - 70, que podría usarse como sub-base granular de soldadura en caminos, previo un diseño para mejorar su cohesión e impermeabilidad.

FIG 14.11 PERFIL DE PRODUCCIÓN DEL CAMPO AMISTAD DEL GOLFO DE GUAYAQUIL). Se calcula no producción de 12.7 mmcf a partir de su inicio (2002). Una producción controlada se estimo desde el 2005 hasta el 2026 se extinguirá la producción después del 2030. (según EDC, 1998).


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TABLA 14.7. PRODUCCIÓN DE GAS NATURAL POR COMPAÑÍAS 1.972 – 2.000 Fuente :Dirección Nacional de Hidrocarburos y Petróleos investigado por RICTHISRM

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LA "TIERRA BREA" DE LA PENÍNSULA DE SANTA ELENA

Arenas bituminosas conocidas como “Tierra Brea, ocurren en diferentes localidades de la península de Santa Elena” en la provincia del Guayas (Fig. 14.12). Exudaciones superficiales de este bitúmen, se presentan en la mayoría de los campos petrolíferos denominados Petrópolis, Santa Paula, Achayán, San Luis, San Raimundo, Libertad, Ahuiquimi, Cautivo, Santa Rita, Carolina, Las Conchas, Tarapapaca,etc los cuales fueron explotados por los antiguos moradores del sector, de manera artesanal, desde hace muchos años, utilizado el material para impermeabilizar pequeñas embarcaciones pesqueras. En décadas pasadas, las compañías petroleras que operaron en el Ecuador como Anglo Ecuadorian Oilfield y Tennessee del Ecuador, utilizaron frecuentemente la tierra brea como “carpeta asfáltica” para las vías de penetración a los pozos de petróleo. Estas exudaciones ocurren comunmente debido a fracturamientos de las rocas terciarias y cretáceas de la región, y en la península de Santa Elena, las arenas coquinoideas pleistocénicas de la formación Tablazo, están saturadas en el orden de 17-25 % en peso, por petróleo oxidado de 12 ° API de densidad. Este horizonte, que aparece en algunas localidades como en los campos Santa Paula y Petrópolis, considerados las más óptimos para desarrollar estudios de calidad del recurso y reservas (Lámina. 51), han sido cuantificados por la Espol, en base a interpretaciones geofísicas y sondeos superficiales. Los resultados son los siguientes: RESERVAS CAMPO SANTA PAULA Ubicación Superficie Espesor promedio Volumen aproximado Profundidad media de yacencia (sobrecarga)

4 km.sur de Libertad 2 50.400 metros 3.76 metros 3 200.000 metros 1,27 metros

La arena bituminosa se proyecta tanto al noreste (área explotada en tiempos pasados) como hacia el suroeste, donde se registran los mayores espesores del material( 9-12 metros). CAMPO PETRÓPOLIS Ubicación Superficie Espesor promedio Volumen aproximado Profundidad media de yacencia (sobrecarga)

Salinas 2 36.000 m 10.65 m. 3. 400.000 m 2,13 m.

La arena bituminosa se proyecta, tanto al noroeste como hacia el sur, en donde se registran los mayores espesores (16 - 18 metros). En conclusión las reservas de tierra brea de los dos campos antes nombrados se estiman 3 sobre los 600.000 m .

FIG 14.12. EXUDACIONES DE PETRÓLEO (“TIERRA BREA”) EN LA PENINSULA DE SANTA ELENA. Los campos Santa Paula y Petrópolis fueron cuantificados por ESPOL, en base a interpretaciones geofísicas y sondeos superficiales, estimado un 3. recurso de 600.000 m ( E Núñez del Arco proyecto “Tierra Brea” ESPOL, 2001)


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LAMINA 51. “TIERRA BREA” DE LA PENINSULA DE SANTA ELENA. Debido a intenso fracturamiento de las rocas cretáceas y terciarias de la región, el petróleo migra ascendentemente desde la roca reservorio hacia la formaciones mas recientes. Un horizonte de aproximadamente 3.5 metros, se emplaza en la arenisca coquinoidea de la unidad pleistocénica tablazo, inmediatamente encima del contacto litotectónico con la formación terciaria grupo azúcar. El petróleo que satura la arena en el orden de 17 a 25% en peso y tiene una densidad de 12 API ( E. Núñez del Arco Proyecto Tierra Brea ESPOL 2001)


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OTRAS EXUDACIONES DE HIDROCARBUROS (LAMINA 52) Algunas unidades estratigráficas terciarias que rellenan las cuencas interandinas del austro ecuatoriano, se originaron en ambientes lacustres y palustres, generando condiciones apropiadas para originar depósitos de lignito, así como también, exudaciones de bitúmen (gilsonita), producto de una posible destilación natural por presencia de materia orgánica en vecindad de cuerpos igneos hipabisales. Estas exudaciones rellenan fracturas y grietas de las formaciones terciarias. La formación Algarrobillo (Mioceno Inferior), de la cuenca de Malacatos como se describió anteriormente presenta horizontes de areniscas que en algunas localidades están fracturadas y rellenadas de asfalto. La formación Arenisca de Azogues, cerca del contacto con la suprayacente Mangán Inferior o Cushumaute (Mioceno Inferior), presenta igualmente fracturas, en su mayor parte, paralelas a la estratificación que han sido rellenadas por gilsonita. Vetillas son comunes en las localidades de Ucubamba, pocos kilómetros al norte de Cuenca (Lámina 52). Es interesante la ocurrencia de petróleo inmediatamente al sur del cerro Cojitambo, en la localidad denominada "Quebrada de Brea". En otras localidades de la cuenca del Azuay - Cañar, se han reportado vetillas de gilsonita hasta de 0.50 metros de grosor.

LAMINA 52 EXUDACIONES SUPERFICIALES DE BITUMEN. Fracturas rellenas de gilsonita dispuestas paralelo a la estratificación, ocurren cerca del contacto de la formación Azoguez .


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CURRÍCULUM VITAE DEL AUTOR

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CURRÍCULUM VITAE DEL AUTOR NOMBRES: Alberto Eugenio Núñez del Arco Andrade TITULOS: Ingeniero Geólogo y de Petróleo (Espol, 1967) Master of Science ( University of Kentucky USA, 1982 ) EXPERIENCIA EN EDUCACIÓN SUPERIOR: Profesor Titular de la Escuela Superior Politécnica del Litoral, (1969 - actualidad), Universidad Técnica de Machala, (1969-1971), y Universidad de Guayaquil, (1972-1975). ENTRENAMIENTOS REALIZADOS: Entrenamiento en Geología Práctica(University of Kentucky, USA) y Geología Marina (University of Washington). EXPERIENCIA EN PROYECTOS DE INVESTIGACION: "Proyecto Minero de Naciones Unidas" (1965-1969). “Proyecto Lutitas Kerógenas de Kentucky”, USA (1976-1978), “Proyecto“ Levantamiento Geológico de la Costa Ecuatoriana” ESPOL-ORSTOM-CONUEP (1980–1986). "Proyecto Exploración Aurífera de la Región Aguas Calientes", Azuay - Guayas (1992-1995). Espol - Echo Bay Mines. "Proyecto "Estudios de Impacto Ambiental por Exploración de las Concesiones Mineras de la Espol". PROYECTO: “Tierra Brea de la Península de Santa Elena” EXPERIENCIA PROFESIONAL: Asesoramiento Científico y técnico en Geología Básica y Aplicada, tanto a instituciones del Estado como a particulares. DIGNIDADES: Miembro del Consejo Administrativo de la Escuela Superior Politécnica del Litoral Miembro del Tribunal de Honor del Colegio de Ingenieros Geólogos de Minas y Petróleo del Pichincha Decano Facultad de Ingeniería en Ciencias de la Tierra de la ESPOL, Director de la Escuela de Geología de la Facultad de Ciencias Naturales de la Universidad de Guayaquil. Vicepresidente del Colegio de Ingenieros Geólogos de Minas y Petróleo del Guayas. Miembro Principal del Consejo de Investigación de la ESPOL. CARGOS PUBLICOS: Subsecretario de Minas, Ministerio de Energía y Minas (Agosto/1988- Diciembre/1991).

CURRÍCULUM VITAE DEL AUTOR

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PUBLICACIONES Artículos e informes varios sobre Geología en especial del Austro y la Costa ecuatoriana. "Guía Geológica del Suroeste de la Costa Ecuatoriana", 1987 "Regional and Local Geochemical Variation in the Devonian Black Shales of Easthern Kentucky", Universidad de Kentucky, USA. "Tectónica", 2001. Texto para estudiantes de Geociencias. Espol. Guayaquil, PARTICIPACION EN OTROS EVENTOS Múltiple participación tanto nacional como internacional, en congresos, coloquios, paneles, conferencias, mesas redondas, talleres, ferias, etc., relacionadas con geología y ramas afines, IDIOMAS: Español - Inglés. Guayaquil, noviembre de 2002.

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Libro Geologia Del Ecuador por Ing. Nuñez del Arco

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