TECTÓNICA DE PLACAS

Jaime Daniel Ulloa Lamán

ÍNDICE

i. Fundamento de la teoríaii. El magnetismo y los limites de las placas tectónicasiii. Placas estables y limites activosiv. Dirección del movimiento en los limites de las placasv. Causa de la tectónica de placasvi. El manto que arrastra las placasvii. Las placas que arrastran el mantoviii. Plumas termales que mueven las placas y originan puntos

calientesix. Tectónica de placas y recursos mineralesx. Mineralización asociada a placas divergentes xi. Mineralización asociada a placas convergentesxii. Petróleo y tectónica de placasxiii. Tectónica de placas en ecuador

Tectónica de placas y

recursos minerales

Es una sustancia de origen natural con estructura interna ordenada y composición química dentro de rango definido.Los minerales pueden ser de uso práctico para la humanidad, ya sea por sus propiedades como mineral, o bien para la extracción de elemento(s) particular(es) como por ejemplo los metales (mineral de mena).Los recursos minerales se dividen en tres grandes familias, los metálicos, los no-metálicos y los energéticos.

i. Metálicos: minerales de mena de los cuales se obtienen metales de interés.

ii. No-metálicos: minerales empleados directamente en procesos industriales, tecnológicos, construcción, etc.

iii. Recursos energéticos: petróleo, gas natural, carbón, uranio, etc.

Mineral

Los minerales de interés para su explotación son de ocurrencia natural, asociados a procesos y ambientes geológicos específicos según tipo.Un depósito mineral o yacimiento es una zona o cuerpo de concentración de recursos minerales.Una Mina es un yacimiento en el cual es posible realizar la extracción de un mineral o elemento con un beneficio económico.Para elementos de interes los minerales que lo contienen se denominan mena, minerales de los cuales es posible extraer un metal con un beneficio económico.Ley es un valor cuantitativo de un elemento en una roca con mineral de mena (ej. 1.2% Cu => 12 Kg de Cu por ton de roca).

Los depósitos minerales son el producto de procesos geológicos concentradores ya sea endógenos o exógenos a los cuales se asocia fraccionamiento geoquímico.Entre estos procesos destacan los magmáticos, magmáticos hidrotermales, hidrotermales, volcanogénicos exhalativos, sedimentario exhalativos, metamórficos y sedimentarios.Para la generación de un deposito mineral se requiere de un origen de los elementos y de una serie de procesos que conduzcan a la concentración de ellos.

Procesos Generadores de Yacimientos

Procesos Metamórficos- Zonas de Falla (cizalle) y Bombeo Tectónico- Metasomatismo (migración de fluidos durante metamorfismo)

Procesos Sedimentarios- Erosión selectiva, migración química, migración física- Procesos concentradores mecánicos

Anticlinal

a) el centro es una eje de simetría b) los dos lados del anticlinal muestran direcciones (de inclinación) diferentes. c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos. d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta. f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos en los flancos los más jóvenes.

Anticlinales

• Sinclinal

a) el centro es una eje de simetría b) los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de inclinación) diferentes (opuestos; 180º). c) los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo. d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta. f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en los flancos los más antiguos.

Sinclinal

Cuenca • Es una estructura en la cual la secuencia de

capas individuales forman un patrón de afloramiento circular a elíptico con buzamiento hacia dentro.

• Las capas mas jóvenes se presentan en el centro y aumentan en edad hacia fuera formando cinturones concéntricos.

• Se describe también como un sinclinal cuyos flancos buzan en todas las direcciones.

Domo

• Es una estructura con una secuencia de capas que forman un patrón de afloramiento circular o elíptico con buzamiento hacia fuera.

• Las capas más viejas se encuentran en el centro y disminuyen en edad hacia la periferia formando cinturones concéntricos.

• Se la describe también como un anticlinal cuyos flancos buzan en todas las direcciones

FallasFalla es una ruptura de un estrato rocoso debido a un esfuerzo en la que se puede observar un desplazamiento. Si no hay desplazamiento decimos que hay una diaclasa, y si no atraviesa la roca decimos que es una fisura. Si el desplazamiento no consigue romper los estratos pero hay una acentuación significativa y brusca del buzamiento de los estratos, estirados y adelgazados, se llama flexión. La falla puede formarse por compresión, al sobre pasar el esfuerzo el límite de elasticidad de los materiales, o por distensión, al relajar el esfuerzo aparece la fractura al no recuperarse el estado anterior. En una falla distinguimos: plano de falla, labio de falla o bloque, línea de falla, salto o escarpe, sentido de falla

Tipos de fallas

En función de la inclinación del plano de falla• Falla normal: plano de falla vertical o inclinado hacia

el labio hundido. Implica tectogénesis distensiva.• Falla inversa o cabalgante: plano de falla vertical o

inclinado hacia el labio levantado. Implica tectogénesis compresiva.

En función de la orientación

• Falla conforme: la inclinación se orienta en el mismo sentido que el buzamiento de los bloques basculados.

• Falla contraria: la inclinación se orienta en sentido contrario al de los bloques basculados

• La combinación de estos tipos puede dar lugar a seis clases de fallas: normal, inversa, normal contraria, inversa conforme e inversa contraria.

Fallas en función del buzamiento

Fallas De Desplazamiento De Rumbo Activas

Fallas asociadas

• Las fallas pueden aparecer asociadas:• Horst o pilar tectónico: asociación de fallas que van

elevándose hasta dejar un bloque más elevado entre ellas.

• Graben o fosa tectónica: unión de varias fallas que dejan entre sí un bloque hundido.

• Las fallas pueden cortarse entre sí y formar redes llamadas campos de fallas, que originan una estructura en damero con bloques levantados y hundidos.

Metamorfismo dinámico: En zonas de falla se produce en niveles superiores la trituración mecánica de las rocas en contacto, produciéndose una roca característica, denominada brecha de falla. En niveles inferiores, aumenta la temperatura y la circulación de fluidos, y con ellos la recristalización. Se originan unas rocas foliadas denominadas milonitas.

Metasomatismo: Es un metamorfismo no isoquímico (cambia la composición de la roca). Se produce por la circulación de fluidos hidrotermales en la proximidades de un magma. Se producen intercambios de iones entre la roca y el fluido, generando nuevos minerales. Un tipo especial es el metamorfismo de fondo oceánico.

Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de la roca a la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química. Las más conocidas e interesantes desde el punto de vista minero son los denominados skarns , producidos por la interacción entre fluidos derivados de granitos, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas o dolomías). Se forman así unas rocas de mineralogía especial, ricas en silicatos cálcicos (epidota, anfíboles y piroxenos cálcicos, granates cálcicos), y que pueden contener concentraciones de minerales metálicos de interés económico: scheelita, casiterita, fluorita, calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites.

Yacimientos minerales asociados.

Los principales yacimientos minerales de origen metamórfico, son los producidos por metasomatismo en rocas calizas y se les denomina yacimientos de tipo Skarn. Son abundantes las concentraciones de silicatos cálcicos.

Presión: La presión aumenta de forma gradual con la profundidad, debido al peso de la columna de rocas que se sitúa en la parte superior. El enterramiento y los movimientos tectónicos (colisión continental, zonas de subducción) pueden hacer variar la presión a la que está sometida una roca.

* Temperatura: La temperatura también aumenta con la profundidad (gradiente geotérmico), pero puede verse afectada por otros procesos, como la existencia zonas del manto más calientes (zonas de dorsal, puntos calientes) o el ascenso de magmas.

El conocimiento de los intervalos de presión y temperatura en los que se producen estas transformaciones reacciones ha permitido establecer las facies metamórficas (conjunto de rocas metamórficas recristalizadas en un mismo intervalo de presión y temperatura).

Los factores del metamorfismo.

En el metamorfismo se produce el cambio en una o varias de las condiciones de origen de las rocas, presión, temperatura o composición

Facies de alta presión: aumento de la presión manteniendo bajas temperaturas. Características de zonas de colisión continental reciente, o del prisma de acreción en las zonas de subducción. Facies de Esquistos azules y Eclogitas.

Facies de alta temperatura: aumento de la temperatura y manteniendo bajas presiones. Características de las zonas próximas a una intrusión plutónica (metamorfismo de contacto). Facies de Corneanas (epidóticas, hornbléndicas piroxénicas, y sanidínicas, según aumentamos la temperatura)

Facies intermedias: aumento simultáneo de presión y temperatura. Características del metamorfísmo regional. Facies de Zeolitas, Prehnita- Pumpellita, Esquistos verdes, Anfibolitas, y Granulitas.

Metamorfismo regional: Característico de las zonas orogénicas, ya sean de subducción o de colisión continental, afecta a grandes áreas de la corteza. Las rocas de metamorfismo regional presentan diferentes tipos de texturas laminadas (pizarrosidad, esquistosidad, bandeado) orientadas de orma perpendicular a la presión.

Metamorfismo de contacto: es un metamorfismo de alta temperatura, que se produce en las rocas encajantes de un magma. En estas rocas se produce una aureola de metamorfismo, más intenso cuanta mayor es la proximidad al magma.

Meteorización. Son los cambios producidos en las rocas por la acción de la atmósfera y de los seres vivos. Se produce en tres formas: Meteorización mecánica: Debida a los cambios en las variables físicas de las atmósfera (temperatura, insolación). Su efecto es la disgregación de las rocas en fragmentos de menor tamaño, permitiendo una mayor actuación de los otros tipos de meteorización. Los cambios en la temperatura o de insolación hacen que, debido a los diferentes colores y coeficientes de dilatación de los minerales de una roca, se originen tensiones internas que terminen en su disgregación.

Meteorización Química: debida a la actuación de los elementos químicos que componen la atmósfera. Se produce la alteración de los minerales de la roca y la formación de nuevos compuestos permitiendo su transporte en disolución. Varía mucho según las zonas climáticas. Las reacciones más frecuentes son de oxidación, carbonatación, disolución e hidratación.

Meteorización biológica: Debida a la actividad de los seres vivos. También tienen efectos mecánicos (raíces de las plantas, galerías, madrigueras) o químicos (aumento de concentración de CO2 por fermentaciones, generación de ácidos por descomposición de materia orgánica).

Sedimentación:

• La sedimentación es el proceso por el cual el material sólido, transportado por una corriente de agua, se deposita en el fondo de un río, embalse, canal artificial, o dispositivo construido especialmente para tal fin.Puesto que la mayor parte de los procesos de sedimentación se producen bajo la acción de la gravedad, las áreas elevadas de la litosfera terrestre tienden a ser sujetas prevalentemente a fenómenos erosivos, mientras que las zonas deprimidas están sujetas prevalentemente a la sedimentación. Las depresiones de la litosfera en la que se acumulan sedimentos, son llamadas cuencas sedimentarias.

yacimientos magmáticos

Los yacimientos de origen magmático ya sea directo o distal comprenden la mayoría de los depósitos minerales metálicos.La composición de magmas juega también un rol importante sobre el tipo de mineralización asociada, donde la composición de magmas es función en gran medida del ambiente tectónico en el cual es generado.

Se entiende por magma a un sistema multicomponente de sustancias en estado líquido, sólido y gaseoso.La fase líquida es la más predominante, constituida principalmente por soluciones aluminosilicicatadas, acompañadas de iones libres como Na, Ca, K, Mg entre otros. La fase sólida se conforma de olivinos, piroxenos plagioclasas y otros, diseminados en el líquido. La fase gaseosa está compuesta principalmente por agua y cantidades menores de CO2, HF, HCl, SO2, H2BO3, etc.

ClasificaciónDe acuerdo a contenidos de alcalis y de sílice se clasifican los magmas en tres grandes grupos:

i. Magmas Toleíticos representan principalmente lavas basálticas en centros de expansión oceánico o dorsales o en arcos insulares jovenes. En estos ambientes ocurre fraccionamiento entre basaltos, andesitas – basálticas y en menor proporción riolitas. Estos magmas son generalmente bajos en K, con un contenido promedio de sílice del orden de 53%. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son los de cromita – platinoides (PGM), Bushveld, Sudáfrica, yacimientos de pirrotina – pentlandita – calcopirita, Sudbury, Ontario, yacimientos de magnetita – ilmenita – (vanaditina), Lago Stanford, EEUU, entre otros.

ii. Magmas Calcoalcalinos ocurren en zonas de subducción, en arcos insulares maduros y en los márgenes continentales, con rocas de composición desde gabro a granito (basalto a riolita). En el caso de arcos insulares dominan las rocas volcánicas, principalmente de composición andesítica (SiO2 del orden de 59%). Estos magmas son derivados de la fusión parcial de la cuña del manto y en menor medida corteza oceánica, con poca interacción ascedente. En el caso de arcos continentales las rocas tienden a una composición más silicea, andesitas, dacitas y riolitas y sus equivalentes intrusivos. Son derivados de fusión parcial de la cuña del manto y en menor medida corteza oceánica, con mayor o menor interacción y asimilación de corteza continental inferior. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son pórfidos cupríferos, skarns, estratoligados, epitermales, entre otros.

III. Magmas Alcalinos se dan en zonas de rifting intracontinental, en las zonas de fallas transformacionales y en los trasarcos magmáticos de los margenes continentales. Se fraccionan en shoshonitas (zonas orogénicas) y sienitas (zonas cratónicas). A este tipo de magma se asocian rocas peralcalinas en zonas cratónicas, kimberlitas y lamprófiros (a los cuales se pueden asociar diamantes) y carbonatitas. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son apatito – magnetita, Sokli, Finlandia, apatito – titanita, Lozovero, Rusia, magnetita – apatito – actinolita, Kiruna, Suecia, casiterita – wolframita, Jos, Nigeria y diamantes, Sudáfrica, entre otros.

Fuente de Fluidos Hidrotermales En la mayoría de depósitos de origen hidrotermal se sabe hoy en

día que los fluidos hidrotermales participantes son en su mayoría de origen magmático, y que son los que contienen metales a ser depositados según las condiciones termodinámicas de éste.

La pregunta obvia entonces es en que momento y por qué se separa o fracciona una fase hidrotermal de una fase magmática y como y por qué es capaz de secuestrar metales desde el magma.

Tipos de Alteración HidrotermalAlteración Potásica Caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales accesorios como cuarzo, magnetita, sericita, clorita.La alteración potásica de alta temperatura (400° a 800°C) se caracteriza por una alteración selectiva y penetrativa.Biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango 350°-400°C.Feldespato potásico en vetillas en el rango 300°-350°C. Biotita y felsdespato están comunmente asociados con cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino.

Alteración PropilíticaCaracterizada principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo-magnetita-illita. La alteración propilítica ocurre por lo general como halo gradacional y distal de una alteración potásica, gradando desde actinolita-biotita en el contacto de la zona potásica a actinolita-epidota en la zona propilítica.En zonas más distales se observan asociaciones de epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a zonas progresivamente más ricas en clorita y zeolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura. Se forma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajo (200°-250°C).

Tipos de Alteración HidrotermalAlteración Cuarzo-Sericita (Fílica)Caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y pirita.Ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los 250°C.A temperaturas más bajas se da illita (200°-250°C) o illita-smectita (100°-200°C).A temperaturas sobre los 450°C, corindón aparece en asociación con sericita y andalusita.En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la mica dominante.

Alteración Argílica ModeradaCaracterizada principalmente por arcillas (caolín) y mayor o menor cuarzo.Ocurre en rangos de pH entre 4 y 5 y puede co-existir con la alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4.La caolinita se forma a temperaturas bajo 300°C, típicamente en el rango <150°-200°C.Sobre los 300°C la fase estable es pirofilita.

Alteración Argílica Avanzada Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “vuggy sílica”) con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y pirita.Ocurre dentro de un amplio rango de temperatura pero a condiciones de pH entre 1 y 3.5. A alta temperatura (sobre 350°C) puede ocurrir con andalusita además de cuarzo.Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2.

Alteración Calco-silicicatada Caracterizado por silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o dolomita.Caliza : granates andradita y grosularita, wollastonita, epidota, diopsido, idocrasa, clorita, actinolita. Dolomita : fosterita, serpentinita, talco, tremolita, clorita. La alteración calco-silicatada ocurre bajo condiciones de pH neutro a alcalino a distintos rangos de temperatura.La asociación zeolita-clorita-carbonatos es formada a bajas temperaturas y epidota, seguido por actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores

SEGMENTOS DE PLACA Y AMBIENTES(Modificado de Paton et al., 1995 e Ibáñez et al. 1997)

Segmentos de Placa

Influencia Ambiental Márgenes Tensionales Centro de Placa Márgenes Compresivos

Materiales litosféricos Basáltico Granito Mixto

Macrotopografía Abrupta con plataformas Suave Abrupta (gran montaña)

Vulcanismo Activo no-explosivo Ausente Explosivo

Sismicidad Localizada Débil Regionalmente Intensa

Edafodiversidad Baja-Media Baja-media Alta

Geomorfología de los volcanes

• Tres tipos de volcanismo encabezan las tres grandes clases de formas y de procesos volcánicos:

• Volcanismo de centro de expansión o rift• Volcanismo continental (y de subducción bajo un

continente)• Volcanismo de punto caliente

Las formas volcánicas dependen de las propiedades del magma,

las cuales dependen de la composición química

• Chile es el país que posee la segunda cadena volcánica más grande y de mayor actividad en el mundo después de Indonesia, en el llamado ‘cinturón de fuego‘.

Magmatismo en los bordes convergentes: El magmatismo en los bordes convergentes es más variado. La subducción de la litosfera oceánica produce, por el aumento de temperatura, su desaparición por fusión. La tendencia es que la composición de los magmas varíe con la distancia a la fosa al aumentar la profundidad de generación del magma. Así, según nos alejamos de la fosa, en el arco volcánico los magmas generados a 50 km de profundidad son pobres en potasio (magmas toleíticos o basálticos), los originados entre 80 y 160 km de profundidad tienen un contenido intermedio en potasio (magmas calcoalcalinos) y los generados 300 kms de profundidad son ricos en potasio (magmas ultraalcalinos). Magmatismo en los bordes divergentes: En las dorsales se crea de forma continua corteza oceánica a partir de un magma de composición basáltica. También se encuentran manifestaciones hidrotermales denominadas húmeros negros (con contenido alto en sulfuros metálicos) y húmeros blancos (con contenido alto en volátiles).

Las rocas volcánicas, independientemente de su composición, se pueden agrupar por su formación en: •Piroclastos: fragmentos rocosos. Se trata del material fundido que es lanzado al aire durante la actividad volcánica y que enfría al caer en forma de lluvia. Los trozos de pequeño tamaño son las cenizas volcánicas. Los de tamaño intermedio se denominan lapilli o escorias (son parecidas a las de los hornos de fundición). Cuando adquieren mayor tamaño y aspecto redondeado se llaman bombas volcánicas. •Coladas de lava: materiales más o menos continuos formados tras el enfriamiento de la lava que fluye desde la boca de erupción. En ocasiones la lava se retuerce mientras se enfría originando las lavas cordadas. La piedra pómez es una variedad de lava particularmente esponjosa (es tan ligera que flota en el agua). El vidrio volcánico se llama obsidiana. Tiene color oscuro y un brillo vítreo característico.

Las rocas filonianas se corresponden con cuerpos tabulares que se pueden ubicar en la periferia de un plutón o bien bajo un volcán (complejo subvolcánico). Por su disposición se denominan: * Diques: Se introducen a través de fracturas, solidificando en su interior. No presentan ninguna relación geométrica con las rocas encajantes. •Sill: Se presentan inyectados en superficies de estratificación de rocas sedimentarias (interestratificados). Las rocas plutónicas son grandes masas de rocas magmáticas que han solidificado en el interior de la corteza y reciben diferentes nombres según las dimensiones de la intrusión: * Batolito: Masa plutónica de grandes dimensiones. * Lacolito: De menor tamaño, unido por un conducto a un batolito, a veces se presenta interestratificado (intercalado entre estratos sedimentarios).

En las rocas plutónicas se pueden encontrar diseminados de minerales metálicos (yacimientos de segregación). En la etapa pegmátitica se encuentran yacimientos de micas, turmalina, circones, fluorita, casiterita, o urarinita, y en la etapa hidrotermal, oro, sulfuros metálicos (pirita, galena, calcopirita, cinabrio, etc), siderita y calcita.                           

Ortomagmática: (temperaturas superiores a los 700º C) Se produce la solidificación en el interior de la cámara magmática. Cristalizan minerales silicatos originando rocas plutónicas. Pegmatítica - Neumatolítica: (temperaturas entre 700 y 400º C) Los fluidos residuales con alto contenido en volátiles salen por las grietas de la cámara magmática solidificándose en su interior. Se originan rocas filonianas. Hidrotermal: (temperaturas inferiores a 400º C) Soluciones acuosas a alta temperatura con componentes solubles (CO2, F, Cl, Br, S, etc) ascienden por

grietas cristalizando en ellas. Se forman rocas filonianas e impregnaciones en otras rocas.

• Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico de diferenciación. Los principales mecanismos de diferenciación son los siguientes:

• Cristalización fraccionada. El magma primario puede contener cristales, o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad distinta a la del magma, y en condiciones favorables (sobre todo, residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la separación de estos cristales, o bien por acumulación en la parte superior de la cámara (los de feldespatos, que suelen ser los menos densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que suelen ser los más densos). Esto origina la segregación de determinados componentes minerales, cambiando la composición del magma residual.

• Asimilación. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas asimiladas.

• Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado.

• Como consecuencia de estos procesos de diferenciación se originan los denominados magmas diferenciados o derivados, cuya composición puede ser muy diferente a la del correspondiente magma primario. Todos estos factores (modo de formación, mayor o menor ascenso en la corteza, grado de diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que conocemos.

• Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de sus minerales, identificable en muchos casos por las relaciones texturales que se establecen entre ello. Este orden de cristalización está determinado por dos factores principales: la termodinámica del proceso de cristalización, y la composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor fue estudiado por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia determinada, que se puede subdividir en dos grandes ramas: la denominada rama discontinua (minerales ferromagnesianos), y la rama continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que corresponde a la cristalización de feldespato potásico y finalmente cuarzo, siempre los últimos en cristalizar. Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor o menor evolución de la serie depende fundamentalmente del contenido inicial en sílice, debido a que las reacciones (p.ej., olivino -> piroxeno -> anfíbol) implican un consumo creciente de este componente (Mg2SiO4 + SiO2 -> 2MgSiO3).

• Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca (magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos minerales durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero reaccionarán con el fundido sucesivamente para dar términos más evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a partir de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa intermedia, anfíbol y piroxeno como minerales característicos.

Mineralización asociada aplacas divergentes

El grosor de los sedimentos marinos aumenta en la función de la distancia al eje de la dorsal, así como su edad. Las zonas de divergencia se convierten en grandes cuencas de depositación de los sedimentos acarreados por el agua que se encuentran en suspensión o disolución

Ecosistemas de los húmeros:La presencia de estas manifestaciones hidrotermales ha permitido, en las proximidades de las dorsales, la instalación de ecosistemas en las que el nivel de productores está constituido por organismos quimiosintéticos (no fotosintéticos), que obtienen su energía de reducir los sulfuros aportados por estas fuentes. Son ecosistemas aislados y de una alta productividad y sus organismos evolucionan de forma original.

Etapa Proto-oceánica

• Fase 1: – Evaporitas y depósitos salinos profundos– Basaltos tholeiiticos– Arrecifes coralinos

• Fase 2:– negras: sapropelitas y barros carbonatados.– Salmueras hidrotermales enriquecidas en Cu, Pb y Zn

Litofacies

Mineralización asociada a placas convergentes

El cretácico superior:

Fue una época de grandes cambios, la inestabilidad tectónica se incrementó, con numerosas etapas transgresivas separadas por regresiones relativas que se suceden entre los 100 y los 75 m. , que en su máximo, casi un 40 % de los continentes quedó bajo el mar. Las Huellas de este episodio son universales. Como el mar Cretácico era muy cálido, se formaron enormes plataformas de carbonatos que la erosión posterior ha convertido en espectaculares acantilados calcáreos. Allí se produjeron enormes depósitos de creta, con espesores de varios cientos de metros. Representa un ambiente de deposición excepcional ya que se trata de sedimentos con características pelágicas (75% de sus componentes son planctónicos) aunque originado en un mar somero, con temperaturas templadas.

A lo largo del borde pacífico americano predominó un ambiente de subducción que generó una gran inestabilidad tectónica. En América del Sur se intensificó el diastrofismo iniciado durante el Jurásico principalmente en su margen occidental, con importante actividad volcánica. La parte principal de dicho proceso coincidió con la iniciación de la Orogenia Andina.Aproximadamente en estos tiempos tuvo lugar la separación definitiva entre América del Sur y África formándose la cuenca del Atlántico Sur y el continente sudamericano comenzó una deriva hacia el oeste avanzando sobre la zona de subducción adyacente con importantes fenómenos compresivos. A diferencia de lo acontecido en la costa pacífica, en el lado oriental prevalecieron las acciones distensivas producidas en relación con la extensión de la ruptura atlántica, las que motivaron la formación de cuencas de rift y el surgimiento de grandes volúmenes de lavas.En América del Norte y del Sur se forman las Montañas Rocosas y los Andes, son consecuencia de la deriva de esos continentes hacia el Oeste y los empujes de las placas Pacífica Cocos y de Nazca hacia el Este. Con los continentes separados, la vida animal y vegetal, empezó a desarrollarse de forma diferente en distintos lugares.

El cretácico superior:

Zonas de colisión continental: El metamorfismo regional de estas zonas, presenta una gran complejidad, puesto que puede mostrar características heredadas del periodo de subducción. Debido al proceso de colisión, en un primer momento se produce un metamorfismo de alta presión debido al apilamiento de grandes escamas tectónicas. Con posterioridad, comienza a producirse un aumento de la temperatura, variando las condiciones del metamorfismo, que puede llegar a borrar las huellas del los anteriores.

Zonas de Subducción: Se van a generar dos cinturones metamórficos, uno en facies de alta presión, más próximo a la fosa, en el prisma de acreción de la placa que no subduce, y otro en facies alta temperatura por metamorfismo de contacto, alrededor de los magmas generados por la fusión de la placa que subduce.

Es una gran acumulación de sedimentos deformados que se acumulan en forma de cuña en una zona de subducción en un borde convergente de placas tectónicas. En esta zona los sedimentos son arrancados de la corteza oceánica en subducción y acrecionados al bloque de corteza continental o mixta. Los sedimentos apilados se acomodan en cabalgamientos que frecuentemente abarcan láminas y fragmentos de corteza oceánica.

prisma de acreción

Complejos de intemperismo:

La acción de la meteorización durante largo tiempo, en zonas donde no se verifican otros fenómenos como la erosión, trae como consecuencia la formación de complejos de intemperismo que gozan de importancia económica pues constituyen yacimientos de minerales explotables. Los más importantes son lateritas y bauxitas, y de menor entidad los yacimientos de "gossan" y caolín, que son también consecuencia de la meteorización. Las lateritas y bauxitas corresponden en realidad a un tipo particular de suelo, desarrollados en climas tropicales y topografía plana, que favorece la permanencia del agua en el suelo, y retardar los procesos erosivos sobre el mismo.

Las lateritas son horizontes edáficos enriquecidos en óxidos e hidróxidos de hierro, como consecuencia de la meteorización química de una roca con rica en hierro, generalmente sobre rocas ígneas básicas o ultrabásicas (con minerales ferromagnesianos como el olivino o el piroxeno). La hidrólisis de sus minerales da lugar a la formación de hidróxidos y óxidos de hierro (goethita, lepidocrocita, hematites), a menudo acompañados de cuarzo e hidróxidos de aluminio y manganeso

Las bauxitas son muy similares a las lateritas, pero enriquecidas en hidróxidos de aluminio, debido a que se forman sobre rocas ricas en este elemento. Los minerales que forman las bauxitas son bohemita, diasporo y gibsita, a menudo acompañados de hidróxidos y óxidos de hierro y minerales arcillosos, fundamentalmente caolinita.

lateritización de la roca: es el proceso que se encuentra entre los granitos pan de azúcar

Las monteras de hierro o "gossan" son los mantos de alteración de algunos yacimientos de sulfuros: cuando estos quedan sometidos a la acción de la intemperie, sufren una serie de procesos meteorización. En su parte superior existe de una zona de oxidación con hidróxidos de hierro y concentración de oro y la plata en los sulfuros y bajo esta, una zona de cementación, por debajo del nivel freático, en la que se producen enriquecimientos en sulfuros de cobre (calcosina y covellina).

yacimientos de caolín que se originan sobre rocas ígneas fuertemente alteradas, por meteorización de los feldespatos.

Se clasifican según su temperatura de formación (que suele estar entre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menor proximidad a la roca ígnea de la que derivan. No es una clasificación rigurosa, ya que no siempre es posible determinar con exactitud la temperatura a la que se han formado, ni la distancia a la roca ígnea de la que derivan, que puede no reconocerse, o puede ser difícil de establecer con precisión entre varias próximas.

Yacimientos hidrotermales

Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía, pero ésta puede ser tan variada que invalida cualquier intento de clasificación sistemática en este sentido. Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por cuarzo y/o carbonatos diversos, entre los que cabe destacar calcita, dolomita, y siderita, minerales que suelen constituir la ganga o parte no explotable en los yacimientos de interés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas) que pueden estar presentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar barita, fluorita , y minerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena, cobres grises (tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-pirargirita), cinabrio, y un largo etcétera de minerales, entre los que se encuentran también la plata y el oro nativos.Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la roca, que suelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy variables (filones en sentido estricto). Otras morfologías incluyen el entrecruzado de vetillas (stockwork) y las diseminaciones de mineral, características ambas de los yacimientos de tipo pórfido cuprífero. Las texturas son características de la cristalización en espacios abiertos: geodas, drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares, etc.De entre los distintos tipos de yacimientos hidrotermales, destacaremos dos tipos por su importancia económica: los yacimientos de pórfidos cupríferos (+/- Mo) y los epitermales de metales preciosos (Au , Ag), las mineralizaciones filonianas de metales de base (Pb-Zn-Cu), y de estaño-wolframio .

Durante varias décadas el estudio del origen de los depósitos minerales ha ocupado un campo de las investigaciones geológicas y mineras, en especial las mineralizaciones auríferas correspondientes a los denominados depósitos de oro mesotermal, también conocidos como venas de cuarzo y oro, “Mother Lode”, Filones de oro arcaico (Alldrick, 1996).Los depósitos se forman en zonas de fracturas como respuesta a la colisión de terrenos. Las fallas actúan como conductores del fluido acuoso rico en CO2 (5-30 % mol. (CO2), baja salinidad (<3 wt% NaCl), con alto contenido de Au, Ag, As, (±Sb, Te, W, Mo) y bajo en metales como Cu, Pb, Zn. Estos fluidos son conducidos tectónica o sísmicamente por un ciclo de acumulación de presión, posteriormente liberada en la apertura de fallas, sellamiento y repetición del proceso (Sibson et al., 1988).Se ha comprobado una asociación directa entre la mineralización y fallas inversas de alto ángulo. Las fracturas son el medio de transporte de las soluciones mineralizadas, y en ellas se dan las condiciones fisicoquímicas para la precipitación del oro. De esta manera aparece un modelo estructural dominante.

Oro orogénico

Modelo generalizado de los estilos estructurales de precipitación de metales en depósitos vetíticos de oro. Estilo de mineralización vetítica acorde con la profundidad y la temperatura de formación. Estas particularidades propician las condiciones físico-químicas de precipitación, sucediendo varios tipos de figuras estructurales. La zona dúctil frágil está muy relacionada con los depósitos de oro.

Esquema general del evento de colisión de terrenos, la desarticulación de una zona de subducción y la creación del sistema de fallas profundas que alcanzan a provocar la fusión parcial en la base del arco, el ascenso de volátiles y la precipitación de metales en depósitos vetíticos de oro

Si tales fluidos con sulfuros migran a través de fracturas, cuando éstas se ponen en contacto con zonas de fallas mayores son capaces de transportar oro lixiviado, que es depositado en fallas secundarias a niveles corticales del orógeno levantado

Modelo esquemático del complejo tectono magmático de postcolisión y su implicación en la génesis de oro vetítico. Obsérvese la correspondencia con los regímenes de transpresión.

Distribución de las provincias de oro en América con relación a su edad y contenido de metal. Algunas de ellas corresponden a los tipos de oro orogénico tales como cinturón de oro de Juneau, Alaska, Cordillera del Este en Perú y Sierra Pampeana en Argentina.

Distribución de las provincias de oro en el planeta con relación a su edad y relacionadas con orógenos de colisión.

Un ejemplo de evento de oro orogénico en Colombia.

Petróleo y tectónica de placas

Paleogeografía del Jurasico Superior-Cretácico Temprano

• A partir del Kimmeridgiano-Titoniano, la dirección de la subducción ocurre hacia el Noreste, producto de la cual se forma un nuevo arco magmático de orientación NO-SE en el Perú central.

• Este episodio puede haber provocado un tectonismo de tipo transpresional dextral en nuestra cuenca, y al cual podrían ser asociados una primera inversión del rift Sacha-Shushufindi, y anticlinales probablemente en "échelon" tipo "Sacha Profundo" (cf. fig. 5).

• Durante este periodo, la Fm. Chapiza tuvo su mayor desarrollo. Al norte del Corredor Sacha-Shushufindi, se evidencia una mayor subsidencia. En el borde oriental de la Cuenca Oriente, la distribución de los depósitos jurasicos fue controlada por el sistema de semi-grabens.

• Los depósitos de origen marino de la nueva Fm. Tambococha (equivalente oriental de la Fm. Chapiza), que fueron evidenciados por la perforación del pozo Tambococha-1 y datados del Jurasico Medio-Valanginiano, constituyen parte del relleno sedimentario de este sistema juntamente con depósitos detríticos (conos aluviales) que desembocaban directamente en un medio marino somero en un régimen distensivo (fig. 9). Estos depósitos provienen de la erosión de "horsts" y de escarpas de fallas constituidas por rocas paleozoicas y de basamento.

• Podrían formar un segundo ciclo de relleno de los semi-grabens orientales, pero, con mayor intensidad en la depositacion. En Colombia, se registraron depósitos marinos de agua somera de edad Neocomiana en la cuenca Putumayo (Pindell & Tabbutt, 1995).

SITUACIÓN, MORFOLOGÍA Y DEFORMACIÓN

En la actualidad, la Cuenca Oriente está en una posición de cuenca de ante-país

de trans-arco de los Andes ecuatorianos.

Se ubica en una zona estructuralmente muy compleja, justo al norte de la

charnela entre los Andes centrales y los Andes septentrionales.

Esta posición particular hace que esta región está sometida a cambios de

esfuerzos importantes y, por lo tanto, puede ser responsable de la fuerte

actividad sísmica y volcánica que la caracteriza.

SITUACIÓN, MORFOLOGÍA Y DEFORMACIÓN

La geodinámica de los Andes centrales y septentrionales está directamente ligada a

la subducción de la placa oceánica Nazca por debajo del continente sudamericano.

Al frente de la costa ecuatoriana, la estructura de la placa Nazca está caracterizada

por la presencia de la Dorsal asísmica de Carnegie, que se encuentra al momento en

proceso de subducción por debajo de los Andes ecuatorianos.

Mapa de ubicación de la Cuenca Oriente en los Andes centrales y septentrionales.

SITUACIÓN, MORFOLOGÍA Y DEFORMACIÓN

La morfología de la Cuenca Oriente se caracteriza por relieves relativamente

importantes en relación con otras cuencas de ante-país andinas.

Entre los relieves subandinos del Levantamiento Napo, al NO, y de la

Cordillera del Cutucú, al SO, desemboca el mega-cono aluvial del Pastaza que

se desarrolla actualmente hacia la cuenca Marañón del Perú.

Este cono está considerado como uno de los abanicos aluviales continentales

más grandes del mundo, que registra claramente la historia reciente de la

Cuenca Oriente.

Mapa morfo-estructural de la Cuenca Oriente y ubicación de las principales estructuras petrolíferas.

SITUACIÓN, MORFOLOGÍA Y DEFORMACIÓN

La Cuenca Oriente se desarrolla como resultado de esfuerzos transpresivos

presentes a partir del Cretácico Terminal, los que provocan la emersión de la

Cordillera Real y la formación de la cuenca de ante-país de trans-arco

propiamente dicha.

Su deformación y la estructuración de sus campos petrolíferos resultan de la

inversión tectónica de antiguas fallas normales ligadas a un sistema de rift de

edad triásico y/o jurásico inferior.

Estas fallas, actualmente inversas y de fuerte buzamiento, limitan tres

corredores estructurales petrolíferos con características propias: el Sistema

Subandino (Play occidental), el Corredor Sacha Shushufindi (Play central), y el

Sistema Capirón - Tiputini (Play oriental).

Mapa y sección estructural de la Cuenca Oriente con sus tres

corredores estructurales - petrolíferos.

Columna tectóno-estratigráfica y eventos

geodinámicos que controlaron el desarrollo de la Cuenca Oriente y

de sus sistemas

petrolíferos.

EL PRE-APTENSE EN LA CUENCA ORIENTE ECUATORIANA

El pre-Aptense está integrado por un grupo de formaciones cuyas edades varían

entre el Paleozoico y Mesozoico y que reposan directamente sobre un

basamento pre-Cámbrico asociado al Escudo Guayanés.

Estas formaciones constituyen las primeras fases de evolución tectóno-

sedimentaria de la cuenca, afloran únicamente en el Sistema Subandino, sobre

todo el Jurasico.

El Paleozoico y Triásico afloran solo en la parte Sur (Cordillera de Cutucú) de este

sistema. En el centro de la cuenca, se conoce de estas formaciones únicamente a

través de datos de pozos y sísmica de reflexión.

Marco Estructural

Estudios realizados ponen en evidencia tres dominios tectónicos en la Cuenca Oriente.

1) El Dominio Occidental o Sistema Subandino.2) El Dominio Central o Corredor Sacha-Shushufindi.3) El Dominio Oriental o Sistema Capirón-Tiputini.

GEOLOGÍA REGIONAL

Marco Estructural 1) El Dominio Occidental o Sistema Subandino. Presenta de Norte a Sur 3 zonas morfo-estructurales:

-) Levantamiento Napo que corresponde a un inmenso domo alargado en orientación NNE-SSO, limitado al Este y al Oeste por fallas transpresivas. -)Depresión Pastaza donde las fallas se vuelven más

cabalgantes al contacto Zona Subandina-Cordillera Oriental.-)Cordillera de Cutucú, la cual se caracteriza por un cambio de orientación de las estructuras, de NS a NNO-SSE, y la aparición de formaciones triásicas y jurasicas (Fms. Santiago y Chapiza) y en menor proporción paleozoicas (Fms. Pumbuiza y Macuma), esta cordillera parece corresponder a la continuación suroeste del

Corredor Central Sacha-Shushufindi.

GEOLOGÍA REGIONAL

Marco Estructural

2) El Dominio Central o Corredor Sacha-Shushufindi.

Abarca los campos petrolíferos más importantes de la Cuenca Oriente (Sacha,

Shushufindi, Libertador). Esta deformado por mega-fallas en transpresión,

orientadas NNE-SSO, que se verticalizan en profundidad y pueden

evolucionar a estructuras en flor hacia la superficie.

GEOLOGÍA REGIONAL

Marco Estructural

3) El Dominio Oriental o Sistema Capirón-Tiputini .

corresponde a una cuenca extensiva, actualmente invertida, estructurada por

fallas listricas que se conectan sobre un nivel de despegue horizontal.

GEOLOGÍA REGIONAL

GEOLOGÍA REGIONALCiclos tectóno-sedimentarios pre-Aptense

Comprende 4 ciclos tectóno-sedimentarios que agrupan 7 formaciones, que

descansan sobre un substrato pre-Cámbrico, el cual está constituido por rocas

ígneas (granito) y metamórficas, relacionadas con el escudo Guayano-

Brasileño.

1) El Ciclo Pumbuiza (Silúrico?-Devónico)

2) El Ciclo Macuma (Carbonifero-Permico?)

3) El Ciclo Santiago/Sacha (Triásico Sup. -Jurásico Inf.)

4) El Ciclo Chapiza/Yaupi/Misahualli (Jurásico Med.- Cretácico

Temp.)

Estructura Bermejo (facies sísmicas del pre-Aptense).

Estructura Sacha-Shushufindi (facies sísmicas del pre-Aptense).

Tectónica de placas ECUADOR

Secuencia de la formación de una zona de subducción por colisión de una placa oceánica contra una continental (ejemplo, subducción Perú-Chile).

En el flanco oriental del continente Sudamericano, la placa Oceánica de Nazca se mueve con una velocidad de, aproximadamente, 10 cm/año contra la placa continental que lo hace a 4 cm/año en sentido contrario. La placa de Nazca (oceánica) se introduce por debajo de la placa Sudamericana (continental) hasta ser absorbida por el manto. Este movimiento produce la acumulación de energía en algunas zonas, que se resisten a los desplazamientos de las placas. Posteriormente, esta energía se libera en forma de sismos o erupciones volcánicas

Diagrama ilustrando el proceso de subducción en la costa de Perú y Chile.

El borde oriental de la placa de Nazca se encuentra dentro de en una zona de subducción bajo la placa Sudamericana, lo que ha dado origen a la Cordillera de los Andes. En el occidente de la placa de Nazca, específicamente en las zonas de unión entre las placas, existen tres microplacas. La de las islas Galápagos se encuentra en la unión de las de Nazca, del Pacífico y de Cocos.

Cordillera submarina de Carnegie

La Cordillera submarina de Carnegie es una dorsal asísmica ubicada en el océano Pacífico entre las costas de Ecuador y las islas Galápagos. La cordillera de Carnegie es de origen volcánico y es resultado del movimiento de la placa de Nazca por sobre el punto caliente de Galápagos, el mismo que hoy en día genera el volcanismo en las islas Galápagos.

Se estima que la formación de la primera isla tuvo lugar hace más de 5 millones de años, como resultado de la actividad tectónica. Las islas más recientes, llamadas Isabela y Fernandina, están todavía en proceso de formación, habiéndose registrado la erupción volcánica más reciente en 2009.

La dorsal de Nazca es una dorsal asísmica que corre en dirección suroeste-noreste ubicada en la placa de Nazca frente a las costas de Perú y Chile. Actualmente la dorsal de Nazca esta siendo subducida bajo la placa Sudamericana en las costas del sur del Perú. La dorsal se eleva 1500 metros sobre el fondo del océano y tiene más de 1000 km de largo y 200 km de ancho. A la migración del punto de subddución de la dorsal de Nazca se le asocia a una subsidencia de las zonas costeras del Perú por donde ya ha pasado. Las llanuras de Ica y Pisco, que corresponden a antiguas terrazas marinas, se encuentran elevadas por sobre el nivel del mar debido a que están por encima de la dorsal subducida.

La fosa de Perú-Chile, también conocida como la fosa de Atacama, delinea el contacto entre la litósfera oceánica de la placa de Nazca y la litósfera continental de la placa Sudamericana. Tiene 8065 m de profundidad.

La Tectónica de Placas en el Ecuador

• La tectónica de placas de la región ecuatorial del pacifico oriental entre las islas Galápagos y los andes septentrionales, constituye el ensamblaje litosférico actual del Ecuador.

• Tres placas tectónicas se encuentran comprometidas y en continua interacción: mar afuera, la pequeña placa de cocos al norte y la place Nazca al Sur, cuyo contacto o límite s una frontera de dispersión oceánica con dirección este-oeste, conocida con el nombre de Dorsal Carnegie.

La Tectónica de Placas en el Ecuador

• Hacia el oeste, frente al Ecuador Continental, se presenta el borde oriental de las placas antes descritas, con la placa Sudamericana. La frontera de subducción se conoce con el nombre de Fosa Ecuador, siendo parte integrante de la trinchera del Pacífico Oriental que se emplaza paralelo a los bordes occidentales tanto de América del Sur, como la del Norte.

• La Cordillera Costera del Ecuador es una estructura heterogénea formada por relieves medios que fluctúan entre los 300 a 600 metros de altitud y está constituida por litologías muy variadas que abarcan rocas del cretácico hasta el cuaternario. El análisis general de la distribución del drenaje indica que las principales cuencas hidrográficas de la costa correspondientes a los ríos Guayas y Esmeraldas se encuentran orientadas hacia los extremos de la cordillera costera lo cual sugiere que el proceso de levantamiento de esta última estaría directamente relacionado con la evolución del drenaje.

• Los efectos de la actividad tectónica, el levantamiento y los contrastes de litología se manifiestan por medio de cambios y alteraciones sobre el perfil de los ríos de un área en particular.

• En este contexto, todo el piso oceánico frente al Ecuador Continental, se hunde o subducta bajo el continente sudamericano, con un desplazamiento de sentido oeste-este a diferentes velocidades. La Cordillera de Carnegie, es forzada a hundirse bajo el territorio ecuatoriano, a una velocidad de 5 cm por año. Mas al norte, frente a Colombia. La subducción del piso oceánico es mayor llegando a valores de 7 cm por año.

La cordillera costera presenta seis bloques (Portoviejo, Chongón-Colonche, Jipijapa, Bahía-Jama, Mache-Ríoverde et Manta) caracterizados cada uno por un comportamiento y evolución independiente, de los cuales los más antiguos comienzan su desarrollo desde la parte central (bloque Portoviejo), posteriormente se propagan hacia el sur (bloques Chongón-Colonche y Jipijapa) y finalmente terminan su evolución con el levantamiento en la parte norte de la cordillera costera (bloques Bahía-Jama, Mache-Ríoverde y Manta).

• La dinámica listosférica en esta región, se caracteriza por movimientos distencionales del piso oceánico en sentido norte-sur, que origina grietas (rifts) de dirección este-oeste, a partir de una triple unión de las placas litosféricas Cocos, Nazca y Pacífico, que constituyen un punto caliente (hot-spot) ubicado al oeste de las Islas Galápagos. Las propias Islas Galápagos parecen estar emplazadas en otra triple unión que constituye la Dorsal Cocos y la Dorsal Carnegie, lo que podría interpretarse como un segundo punto caliente.

Modelo Tectónico de Subducción (mapa geológico)

Modelo Tectónico de Subducción

Modelo Tectónico de Subducción

Norte

Centro

Sur

La Tectónica de Placas en el Ecuador

• Dentro del contexto geodinámico la influencia de la entrada en subducción de la ridge de Carnegie se manifiesta con el levantamiento del bloque central (Portoviejo) a finales del Plioceno y posteriormente se remarcaría su evidencia con el desarrollo inmediatamente hacia el oeste del sistema de fallas Jipijapa en dirección NNE-SSW, mientras que la tendencia NE-SW observada del sistema de fallas de Jama estaría mas bien ligada a la migración del bloque Nor-Andino.

Contexto Geodinámico

• El modelo de la evolución que proponemos para la Cordillera de la Costa del Ecuador cuenta con ocho etapas. 1. Pre-Plioceno Medio (fig. 5.4.a): desarrollo de la cuenca Progreso, y Manabí Borbón en un ambiente marino y la emergencia parcial de la Cordillera de Chongon-Colonche (por Benítez, 1995). 2. Periodo Plioceno superior - Pleistoceno (Figura 5.4.b): El bloque Portoviejo y el segmento sur de la Cordillera Chongoni-Colonche se eleva . El trayecto va desde el Carnegie subducción, al menos desde el Plioceno superior. Formación Balzar se formó al este del alivio que está parcialmente erosionada. Cuenca Borbón continúa en un medio ambiente marino y al nordeste de la cuenca occidental de Manabí.

• 3. Pleistoceno (Fig. 5.4.c) cuadra al norte de la Cordillera de Chongoni-Colonche (NNW-SSE) se eleva, la cuenca del sur de El Progreso emerge. El cono de Santo Domingo comenzó a desarrollarse. 4. Periodo Pleistoceno - media (Fig. 5.4.d): La rebelión del bloque Jipijapa (NNO-SSE, posiblemente asociado con Carnegie) localmente deformados bloque Portoviejo ya está planteado. El cono de Santo Domingo alcanzado grandes proporciones y empieza a resolver en parte el relieve formado por el bloque de Portoviejo ya planteadas. Al hacer esto, la acumulación participa en la cuenca compartida entre el Norte (cuenca de la cuenca del río Esmeraldas) y sur (pendiente de la cuenca del río Guayas).

5. Período del Pleistoceno Medio (Fig. 5.4.e): El Norte comienza a levantar el bloque de Bahía,.La elevación de este bloque se deforma localmente bloque de Portoviejo, a lo largo de la falla-Rocafuerte, Flavio Alfaro. El cono de Santo Domingo migrar hacia el norte (PV Maldonado). La Península de Manta empieza a subir (al menos una isla = paleo-isla de El Aromo, Pedoja et al. 2006). 6. Medio Pleistoceno superior - (Fig. 5.4.f): el antiform Mache - Rioverde (NE-SW) empieza a formarse. El sistema de fallas Jama se extiende a NE (Cristóbal Colón). La obra de West agujero de Jipijapa Jipijapa contribuye a la elevación masiva de la península de Manta. 7. Pleistoceno (Fig. 5.4.g): El bloque se levanta Manta (la interacción entre los sistemas de fallas y Jipijapa JAMA). El bloque de Mache - Rioverde (antiform) continúa su levantamiento. Punta Galera comienza a emerger a través de la Galera del Rift. 8. Pleistoceno - presente (Fig. 5.4.h): La cuenca del río Esmeraldas (norte) y Río Guayas (Sur) emerge. El río Esmeraldas, llegó a su curso actual después de haber sido desviado hacia el norte, poco a poco hacia la derecha y empujados por la conmoción de los bloques de Bahía y Portoviejo-Jama. Bloque Mache - Rioverde emerge a través del juego de un sistema de fallas NE-SW que termina con un NNW-SSE en Rioverde. El cono de Santo Domingo (sección PV Maldonado) comienza a ser erosionado por los afluentes del río Esmeraldas.