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SÍNTESIS GEODINÁMICOS Y NORTE BLOQUE ANDINO

INTRODUCCION

En este capítulo, presentamos nuestro trabajo en la deformación activa de Ecuador en una escala más grande. Se basan en la siguiente observación: para establecer una zonificación sísmica, debe tener un mapa actualizado de fallas activas. Este mapa fue anticuado ("Base de Datos y mapa de fallas cuaternarias y pliegues de Ecuador y sus zonas de altura," Por Arturo Egüez, Alexandra Alvarado, Hugo Yepes, Michael N. Machete, Carlos Costa y Richard L. Dart; EE.UU. Informe 03-289, 2003 Geológico de Open-File) y la única manera de obtener una obra homogénea en unos pocos años y en gran escala fue

tomar ventaja de estar basado en el análisis morfológico detallado y sistemático de la topografía y las imágenes de satélite, así como revisiones y compilaciones de estudios realizados por otros autores en Ecuador (Dávila, 1990; Soulas et al. 1.991; Tibaldi y Ferrari, 1992; Winter et al., 1993; Tibaldi et al., 1995; Lavenu et al., 1995; 1995 Ego Ego et al, 1995; Ego y Sébrier 1.996; Ego et al. 1996a; Ego et al, 1996b ;. Hibsch et al., 1997; Bes Berc, 2003, Villagómez, 2003; Dumont et al, 2005a ;. Dumont et al, 2005b ;. Bes Berc et al., 2005; Legrand et al., 2005; Winkler et al, 2005;.. Dumont et al, 2006;. Tibaldi et al, 2007; Fiorini y Tibaldi, 2011).

El análisis de la morfología tectónica que fue descrito en el capítulo 2 del presente documento nos permitió obtener un mapeo detallado de las estructuras tectónicas activas. Este mapa está acompañado por una tabla que detalla la información para concluir en la identificación y la actividad sísmica de estructuras tectónicos mostrados en la Figura 5.1a y parámetros que caracterizan a la (dirección, inmersión, deslizamiento, observaciones estructurales, características morfológicas, sismicidad, tasa de movimiento, terremotos característica recurrencia). Con este nuevo conjunto de datos, queremos ofrecer una base de datos asociada con el mapa tectónico. Para algunas estructuras, no tenemos todavía suficiente información para completar el cuadro, pero el objetivo de esta base de datos que se aplicará posteriormente, como parte de los programas de investigación financiado por el Gobierno de Ecuador (Sistema Nacional SNI Información, www.senplades.gob.ec).

Para sismo tectónica parte de este trabajo, un estudio detallado de los mecanismos de coordinación, con una selección de los mejores candidatos para la publicación más fiables, como se describe en el capítulo 2 de este documento.

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Un estudio de los terremotos históricos reciente en que he participado ha permitido de calcular los valores de magnitud equivalentes de algunos terremotos históricos: beauval y al, 2010, presentado en el anexo.

Ejemplo de destrucción en del terremoto corteza de ibarra 1868 (Fuente el nacional 1872).

Contrariamente al Chile o en el Perú, las redes locales ecuatorianos registran una muy fuerte SISMICIDAD Total de la corteza histórica a la vez en términos de magnitud sino también en número (sepúlveda y al, 2008; Armijo al, 2010)). Varios acontecimientos de MW>7 han tenido lugar a muy débiles profundidad y el riesgo asociado a los terremotos a menudo fue ignorado en América del Sur. Para identificar la fuente de estos temblores de tierra, es necesario estudiar las fallas activas a varias escalas de tiempo y con diferentes tipos de métodos, ya que son a veces bloqueadas y no necesariamente asociadas a una SISMICIDAD instrumental. Por

esta razón, hemos podido interesar a la vez a un segmento de la falla de Pallatanga para las trincheras paléosismiques y a la evolución GEODINÁMICA de la deformación Total de la corteza a mayor escala durante los últimos miles de años.

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Hemos sido capaces de definir y unos 400 segmentos de vivienda cuaternario fallas activas y 6 sistemas de fallas principales enumerados aquí (Figura 5.1a yb):

1. Chingual-Cosanga-Pallatanga-Puná (PAAB)

2. Quito-Latacunga (QL)

3. El Angel-Huayrapungo-Nanegalito-Apuela (Ahna)

4. Cutucú-Napo (CN)

5. Macas (M)

6. Canandé-Río Lachas (CRL)

En segundo lugar, hemos pospuesto en la cartografía de las estructuras principales viejo para georeferenciación y ser capaz de identificar más de las estructuras más recientes. Se utilizó el trabajo sobre la Cordillera Occidental, principalmente escala mapas geológicos 1: 200.000 (. Pratt et al, 1997; Dunkley y Gaybor, 1997; Mc Corte et al, 1997; Hughes et al, 1999; Boland et al 2000 ...), y también la información mapeada por Jaillard E. (comunicación personal., sin publicar). Para otras estructuras mayores, bien conocidas y reportadas, se utilizó el mapa geológico del Ecuador 1: 1.000.000 (Zamora y Litherland, 1993), la obra de Litherland y Aspden (1992), Benítez (1995) y Deniaud (2000) (figura 5.1b).

Las conexiones a Colombia estructuras tectónicas activas a través de la frontera con Colombia no están limitados, por lo que estudiamos las principales estructuras con los mismos criterios utilizados para las de Ecuador. Aquí nos proponemos utilizar como referencia, pero cartées re adaptamos estructuras recientes propuestas por Paris et al (2000) y el trabajo de Velandia et al. (2.005), Tibaldi y Romero (2000), Tibaldi et al. (2007). Para las viejas estructuras, se utilizó el mapa geológico de Colombia Gómez et al. (2007) y Reynaud et al 1999 (Figura 5.1b y 5.2).

El resumen de esta obra y la interpretación geodinámica que sigue, se puede encontrar en la Sección 5.3.

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Figura 5.1: a) Mapa detallado de fallas activas en Ecuador, con su cinemática. b) Mapa de las principales estructuras de los Mesozoicos y Cenozoicos y grandes sistemas de fallas activas de Ecuador y sur de Colombia.

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Figura 5.2: Esquema Geológico de Ecuador y Colombia. Los números indican la edad de las mesetas oceánicas (en negrita) y arcos volcánicos de las islas (de serie). Según Reynaud et. Al, 1999

5.2 Perspectivas

También hemos avanzado en los estudios de campo al sur de Machachi, en el

Sector Chisinche (Figura 5.3, 0.564 S 78.59 W). En esta región, se ha producido una deformación significativa, recientemente identificado, que se caracteriza por fallas inversas y superposiciones (Figura 5.3). En la superficie, la deformación se asocia con una pequeña colina alargada en un NE-SW, que controla el drenaje de un pequeño lado del río (Tambillo). La primera datación por radiocarbono para mostrar que la deformación es los últimos años ~ 3000 BP. Este trabajo está todavía en curso.

Más al sur, al este de la aldea de Pastocalle, también hemos podido trabajar en una nueva estructura inversa, que se deforma una serie de capas y afloramientos volcánicos en favor de una zanja en la carretera. Estas capas pertenecen a las erupciones del volcán.

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Cotopaxi (Figura 5.4). Ellos están deformadas, dobladas y inclinan por una falla inversa, muy poca dirección de la pendiente N 40 ° (25 ° chapuzón a la S). La deformación también es muy reciente de ~ 2800 años BP, con base en los resultados de la datación por radiocarbono de los que hemos hecho. Interpretación también está en marcha.

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Figura 5.3: Ejemplo del tipo de deformación en la zona Chisinche. Depósitos blancos corresponden a la ceniza y piedra pómez, probablemente el volcán Cotopaxi. Las edades son Apéndice 3 radiocarbono.

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Figura 5.4: Ejemplo del tipo de deformación en la zona Pastocalle. Depósitos blancos corresponden a la ceniza y piedra pómez, probablemente el volcán Cotopaxi. Las edades de radiocarbono en Anexo 2.

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5.3 Progresivamente la migración y la reducción de límite de placa continental en Ecuador: la actual localizada fallamiento activo que delimita el Bloque Norte de los Andes hacia el Este.

Summited un Tectónica

5.3.1 RESUMEN

A lo largo del margen ecuatoriana, subducción oblicua de la placa Naca a un ritmo elevado induce la deformación de la placa superior, que se reparte a través del movimiento hacia el noreste del Bloque Andino Norte (NAB). Alojamiento de este movimiento a lo largo de un cinturón de restricción se ha postulado para ser distribuidos a través del Valle Inter Andina solamente desde el Cuaternario. Sin embargo, durante los últimos 15 Ma, tanto la exhumación y la historia tectónica del Ecuador sugieren que el movimiento hacia el noreste de la NAB era bastante acomodada por la actividad de este migración y reducir progresivamente los cinturones de restricción sucesivas. A continuación, presentamos los datos geológicos, epicentros mecanismos focales, resultados GPS y las fallas activas Mapa de Ecuador en consonancia con este nuevo modelo cinemático. Todos los datos muestran que la deformación activa se localiza hoy en día a lo largo de un único sistema de fallo mayor, conectando

diferentes segmentos de fallas activas desde el Golfo de Guayaquil a la Cordillera oriental (Puná-Pallatanga y Chingual-Cosanga sistemas de fallas) y acomodar el movimiento de la NAB con respecto a la América del Sur. El límite oriental de la NAB es entonces localizada en lugar

de distribuirse, marcando un límite claro entre la NAB. El límite NAB sigue un sistema transpresional noreste-golpeando a los segmentos de falla de compresión-sur llamativa norte, que la partición de la deformación de forma coherente con la dirección de convergencia y dió la tensión en la placa superior. La migración hacia el este de la cinta de restricción desde el Plioceno, el abandono de las suturas y reactivación de zonas de fallas antiguas-sur llamativa norte Pujilí y Peltetec conducen al desarrollo final de un límite tectónico única sureste del Bloque Andino Norte, favoreciendo su extrusión como continental bloquear al noreste

7-8m m / año.

Palabras clave: Continental extrusión, tectónica activa, en el norte de los Andes.

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5.3.2 Introducción

Geodinámica de los Andes del Norte se aleja del tipo de subducción andina clásica. Deformación cortical a gran escala y la elevación de la placa continental resultado de la convergencia de placas Farallón oceánica desde 140 Ma (Pindell y Kennan, 2009) y construyó esta parte peculiar de la orogenia andina para el último 23 Ma (Hey, 1977). En Ecuador, la evolución geológica general del margen activo refleja su historia y controla el patrón de deformación actual. En respuesta a la convergencia oblicua, una astilla, atrapado entre la zanja y la parte estable de la placa de América del Sur (es decir, el cratón de Guyana) se "escapa" NE-salas y se comporta como una microplaca con poca deformación interna: el Bloque Norte Andina ( NAB) (Pennington, 1981, Egbue et al., 2010).

Para estudiar esta región de los Andes del Norte, diversos estudios se centraron en geológico independiente, estratigráfico, los estudios tectónicos o geodésicas en Ecuador. Elegimos aquí para estudiar la cinemática a gran escala y el límite oriental de la NAB en los últimos 15 Ma. Se estudia en detalle su actual localización a fin de proponer un modelo integrado a diversas escalas espaciales y temporales, y para documentar el límite oriental de la microplaca.

5.3.3 Las suturas y estructuras tectónicas heredados

Ecuador se subdivide en zonas tectono estratigráfica que se extienden en paralelo a la longitud de la gama del Norte Andina (Figura 5.5). La región de la Costa y la Cordillera Occidental comprenden acretaron terrenos oceánicos, separados entre sí por suturas antiguos o zonas tectónicas, que controlan el día de hoy la topografía (Jaillard et al., 2009). El valle interandino comprende la zona volcánica Plio-Cuaternario, los productos de los cuales terrenos excesivamente oceánicos y su contacto con las rocas cristalinas continentales (Figura 2). Aunque la gama Subandino Real y el este de la Cordillera están cubiertos por una densa vegetación tropical, la mayoría de estas regiones exhiben rocas continentales con su cubierta sedimentaria (Zamora y Litherland, 1993; Aspden y Litherland, 1992).

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Figura 5.5: Mapa de la tectónica activa con los principales sistemas de fallas y su cinemática en Ecuador en línea roja continua. Las zonas directores suturas se extraen después de Zamora y Litherland, 1993; Aspden y Litherland, 1995; Hughes y Pilatasig, 2.002; Jaillard et al., 2009, con líneas de puntos negros. Los ajustes geodinámicas regionales están representados en el recuadro. Centros volcánicos activos se reportan en el mapa topográfico.7

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El escape lateral de la NAB está activo desde la última Cretácico (Jaillard et al., 2009), a lo largo de varias zonas de sutura (Pennington, 1981; Kellogg y Vega, 1995; Hughes y Pilatasig, 2001;. Trenkamp et al, 2002;. Egbue et al, 2010). Rocas en cada lado de las zonas de sutura pertenecen fundamentalmente diferentes placas, tectónicas o metamórficas regiones:. Mesetas oceánicas y arcos de islas al oeste o noroeste, y las rocas continentales y hacia el Este y el Sudeste (Feininger, 1987; Lebras et al, 1987 ; Aguirre, 1992;. Van Thournout et al, 1992, Reynaud et al., 1999; Hughes y Pilatasig, 2.002; Kerr et al., 2002; Mamberti et al, 2003;. Jaillard et al., 2009). La mayor parte de los terrenos acrecionados extienden lateralmente por varios cientos de kilómetros en una dirección de norte-noreste a lo largo del norte de los Andes, son sólo unas pocas decenas de kilómetros de ancho y están separadas por zonas de sutura de la corteza profunda (Figuras 5.5 y 5.6). En el sur de Ecuador, de este a oeste a sistemas de fallas noreste-suroeste y suturas (como la culpa Jubones en la Figura 5.5) marcan la transición de los Andes Centrales del Perú a los Andes del Norte de Ecuador (Zamora y Litherland, 1993).

Hay dos tipos de zonas de sutura o sistemas de fallas se presentan en la Figura 5.5. El primero ilustra las principales fases de la deformación registrados por el metamórfica continental dominios, mientras que la segunda marca el límite oriental de los terrenos oceánicos acrecionados (Figuras 5.5 y 5.6). Como se muestra en la Figura 5.7, los fallos Cosanga y Méndez son parte de un mismo sistema de tectónica antigua. Primera activo durante el lapso de tiempo Jurásico, el Méndez Sistema de Fallas Cosanga- marca el límite entre las rocas metamórficas de la Cordillera Real y dominios no deformadas de la zona andina Sub (Aspden y Litherland., 1992). La zona Peltetec Sutura marca el límite entre el sótano continental pre-Jurásico y arcos de islas jurásico rocas, según lo descrito por Aspden y Litherland (1992) sureste Riobamba (Figura 5.7). Hacia el sur, junto a la frontera con Perú, la zona de sutura Jubones marca otro límite entre los dominios continentales y oceánicas y corresponde a la extensión sur de la zona Peltetec sutura. La zona de sutura Pujilí Melange y, primero definido por Hughes y Pilatasig (2001), muestran un mouvement dextral que, probablemente, abrir los terrenos oceánicos de la Cordillera Occidental en las rocas volcánicas interandino Valley (Figura 5.7). A-amplia km pocos, esta zona de sutura presenta afloramientos altamente deformados de rocas principalmente ofiolíticas (Hughes y Pilatasig., 2001). La última fase de acreción está fechada desde el Paleoceno cuando el Terrane Piñón fue acreción al continente (Jaillard et al., 2009). El límite oriental de esta terran coincide aproximadamente con una frontera tectónica, la zona de cizalla Chimbo- Toachi (Hughes y Pilatasig, 2001;. Jaillard et al, 2009; Figura 5.7).

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Figura 5.6: Mapa geológico de la Cordillera Occidental de Ecuador a lo largo del sistema Pallatanga fallo (1 ° 30 '- 2 ° S). Tenga en cuenta el derecho sistemática lateral NE offset, fechado el Mioceno tardío y el desplazamiento de más edad (Oligoceno tardío al Mioceno) suturas NS y terrenos al norte de la localidad de Juan de Velasco. Sin embargo, estos NE, faltas parecen no afectar el Cuaternario de los últimos rocas volcánicas.

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5.3.4 Evolución Geológica de Ecuador desde la última Cretácico y paleogeográfica interpretación

Ocurrió acreción de terrenos oceánicos a la margen continental del Ecuador entre 75 y 58 Ma (Spikings et al, 2001;. Jaillard et al., 2004; 2008; 2009). Desde entonces, NE-sala de convergencia oceánica llevó a la activación de las antiguas suturas que limitan las unidades oceánicas como fallas de desgarre dextral y estructuras florales (Gaillard et al., 2004; 2009;

Amórtegui et al., 2011). Durante el Cretácico - Eoceno lapso de tiempo, una serie de cuencas pull-apart formado en la Cordillera Occidental, en relación a la huelga el movimiento de deslizamiento a lo largo de las zonas de sutura (Toro, 2007). Estos formación de cuencas terminó en el Eoceno (Toro, 2007) y fueron coetáneo con la exhumación de toda la Cordillera Occidental (Spikings et al, 2010;. Hoorn et al, 2010;. Figura 5.6). Desde los más o menos NS llamativas estructuras de flores de corte transversal depósitos volcánicos del Oligoceno, que estaban activos hasta finales del Oligoceno al Mioceno veces (Figura 5.6). Estas estructuras transpresionales Posteriormente se cortan y se compensan con NE trending faltas dextral, la obra de la que se puede datar como Mioceno tardío, ya que cortan a las pilas volcánicas del Mioceno (Figura 5.6). Sin embargo, estas fallas parecen no afectar el Cuaternario de las últimas rocas volcánicas del volcán Chimborazo (Figura 5.6). Durante el Mioceno, tanto arco cuencas marinas se desarrollan en la región costera nuestros días (cuencas Progreso, Manabí y Borbón; Benítez, 1985; Deniaud, 2000). Estas cuencas marinas fueron levantadas durante el Plioceno y finalmente llenaron por depósitos continentales durante el Pleistoceno. Durante el Mio-Plioceno, la cuenca del Golfo de Guayaquil abrió como consecuencia de la fuga NAB al norte, y se caracterizó por tasas de subsidencia y sedimentación moderados. Sin embargo, durante el Pleistoceno, esta cuenca se caracteriza por un fuerte aumento de la subsidencia asociada a una alta tasa de deposición de aproximadamente 8600 m / Myr. (Benítez, 1985; Deniaud, 2000).

Estudios Thermochronologic revelaron la tasa de exhumación variable de cada Andina (. Spikings et al, 2001; 2010) dominios, y varios eventos de refrigeración distintos desde el Cretácico. Estas fases de exhumación fueron coetáneo con deformaciones transpresivos registradas en el territorio continental y se registran entre 75 y 55 Ma, 43 y 30 Ma, y durante el último 15-10 Ma (Spikings et al., 2005). Aunque espacialmente variables, incluso en una misma región, el patrón de la exhumación de los últimos 15 Ma está representado en la figura 5.7 (Steinmann et al., 1999; Rematar et al., 2000; 2001; 2010; Winkler et al., 2005).

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Figura 5.7: Previa de termo datos cronológicos después de 15 Ma superpuestos en el mapa de sutura y la culpa, con el fin de ilustrar la evolución general de la exhumación como descrito en la literatura. Apatita edades de fisión-track: Steinmann et al., 1999; El clavar et al, 2000, 2001,2010.; Winkler et al 2005. La caricatura ilustra la evolución a gran escala y la migración hacia el este de la deformación durante tiempos. Las extremidades anteriores localización cuenca del arco después, Deniaud 2000.

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El levantamiento general roca traduces deformaciones continentales recientes, no necesariamente

controlada por fallas delimitadores terrane o suturas (Rematar et al., 2001; 2010). De hecho, desde el Oriente al Mioceno tardío (15-10 Ma), la mayor parte del dominio que comprende la actual Cordillera Occidental, Cordillera Real y el Inter Valle Andino se ha levantado desde el sur de Ecuador a Colombia (Figura 5.5 y 5.7) (Steinmann et al., 1999; Spikings et al., 2000; 2001; Spikings y Crowhurst, 2004).. Mioceno y más joven exhumación tanto de la Cordillera Occidental y la Cordillera Real se ha visto limitada por el análisis de AFT (Figura 3) y los estudios tectónicos (Figura 5.6). Por ejemplo, rocas altamente deformadas de la zona de sutura Chimbo- Toachi (CO) se enfriaron rápidamente y exhumados en 5 Ma, y las rocas

jurásicas sótano situado cerca de la Falla Chingual en septentrional Ecuador enfría rápidamente desde 6 a 4 Ma (Spikings et al. , 2000, 2005).

Entre el 9 y 5 Ma Ma, la migración hacia el este de las áreas levantadas y deformes se asoció con el inicio de la deformación de la zona subandina (Figura 5.7). Apatita edades pista de fisión de las rocas ígneas del sótano de la Zona Subandino sugieren que se enfriaron rápidamente durante el Mioceno tardío (Ruiz, 2002). Bajas tasas de exhumación Sin embargo, las edades de circones detríticos de la región subandina sugieren un promedio en las regiones de origen, es decir, el flanco oriental de los Andes, para el Mioceno Medio al lapso de tiempo reciente (Ruiz, 2002).

5.3.5 datos neotectónicos

En el mapa tectónico de Ecuador presentada en este trabajo, definimos fallas activas a través de una amplia gama de marcadores Cuaternario: terrazas aluviales, morenas o volcánica formaciones, así como a través de estudios de campo locales detalladas y trincheras paleosísmica (Chapitres 3 Alvarado et al y Chapitre 4 Bayeta et al). Figura 5.8a muestra un mapa topográfico y tectónica simplificada de Ecuador. Con base en estudios sistemáticos anteriores de satélite y aéreas fotografías y en el trabajo de campo, se identificaron una serie de segmentos activos y las principales fallas. A continuación, se resumen los diferentes segmentos principales fallas activas de norte a sur, junto con sus principales características.

Sistema de fallas Chingual

En el norte de Ecuador, la culpa Chingual cruza hacia el lado oriental de los Andes Cordillera (Tibaldi y Ferrari, 1992; Ego, 1995) y se conecta a la de La Sofía y Río Cofanes

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fallas en Ecuador. Evidencias morfológicas y geodésicos para derecho-lateral a deslizamiento de compresión combinadas con dataciones permiten proponer medidas de tasa de deslizamientos fiables para el período Cuaternario-Presente. Las tasas de deslizamiento a lo largo del sistema de Chingual oscilarían en los valores de 7 mm / año. a 10 mm / año. (Ego, 1995;. Tibaldi et al, 2007). El sistema de fallas Chingual extiende en Colombia a través de la Afiladores-Sibundoy-Algeciras Sistema de Fallas (Paris et al., 2000; Velandia et al, 2005; Figura 5.5 y 5.8a).

El sistema de fallas Cosanga

El segmento de Cosanga (Figura 5.5 y 5.8a) sigue el valle del Río atrincherado

Cosanga y tendencias NS mostrando componente compresión del movimiento durante el

Cuaternario. Los sucesivos segmentos de fallas activas se pueden seguir hasta el norte de Ecuador en el valle del Río Quijos. Muestra una inversa principalmente compensado con un componente secundario dextral y conecta el norte para los segmentos de falla Salado y Reventador, en la aldea de la 'La Sofía'. Por último, se funde con el segmento de Río Cofanes. La culpa Salado inversa se asocia al terremoto corteza Mw 7.1 en 1987 (Gajardo et al, 2001). El segmento de Cosanga se encuentra cerca de la antigua falla Cosanga, definido por Aspden y Litherland (1992).

El sistema de fallas Pallatanga

El segmento de Pallatanga (Figura 5.5 y 5.8a) es parte de la Pujilí Melange (Hughes

y Pilatasig, 2001). Interrumpe la Cordillera Occidental, al este del Golfo de Guayaquil

(Winter et al., 1993) y se extiende unos 200 km al NE a través del valle interandino, a los pies del volcán Chimborazo, siguiendo el valle del Río atrincherado Pangor. Para el suroeste, el sistema de fallas Pallatanga se puede remontar en la topografía hacia la llanura costera. Se forma al menos dos curvas de restricción y luego se conecta a los segmentos de fallas activas en la Isla Puná.

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Figura 5.8: a) Mapa activo culpa de Ecuador: sistemas de fallas activas y sus cinemática del Cuaternario. b) Instrumental y sismicidad cortical histórico en Ecuador (> 40 kilometros de profundidad, y Magnitud> 5). Segmentos de fallas activas informaron sobre 30m DEM Souris, 2005. Los números en azul:. Datos históricos Ecuador compilados después de Beauval et al, 2010 y Colombia los datos históricos después Calvache, 2007 y Espinosa, 2010, aproximarse localización (ver Tabla 5.1).

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El sistema de fallas Puná

De forma paralela a la evolución del Mioceno de la costa de Ecuador, el sistema de fallas Puná

(Dumont et al., 2005a, Witt y Bourgois, 2010) se define como el límite sur de la NAB. Este sistema incluye varios segmentos activos: la estructura Zambapala flor (Leones, 1995), la falla de Santa Clara (Dumont et al, 2005a) y al sur, en el Golfo de Guayaquil, la estructura de la flor Amistad (Benítez, 1985; Deniaud, 2000) se considera que representa la continuación en alta mar del sistema de fallas Pallatanga-Puná principal (Figura 5.8a).

Sistema de fallas Macas (MFS)

En el sureste de Ecuador, el sistema de fallas Macas limita la Cordillera Real en su lado occidental y probablemente fue parte de la culpa Méndez norte de su actual traza (Figuras 5.5 y 5.8a; Aspden y Litherland, 1992). Evidencias morfológicas sugieren una deformación de compresión y una contribución a la correa de empuje subandina (BES de Berc et al., 2005), aunque no hay sismicidad significativa de la corteza (M> 4), ni aparece instrumentales ni históricos que se relacionan con esta estructura (Figura 5.8b ).

Tabla 5.1: terremotos corticales, histórica e instrumental asociado con daños importantes. MI ~ Mw magnitud después, Beauval et al., 2010. * Sur Colombia terremotos históricos de la corteza, los datos después de Calvache, 2007, Espinosa, 2010. Sra magnitud de ondas superficiales, Mw momento sísmico magnitud, Mb cuerpo ondas magnitud.

Sistema de fallas Napo-Cutucú (Eastern Subandino Cinturón ESB)

Mesozoico a los Cenozoicos estratos participa en faja plegada y corrida del Subandino región (Figuras 5.5 y 5.8a). El Sistema de Fallas Cutucú-Napo representa la más oriental

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cinta de la deformación en el Ecuador. Parcialmente participación de la tectónica de piel fina, el Sistema de Fallas Cutucú-Napo está activo de su parte norte en la región de Napo a las regiones Puyo y Pastaza, que afecta a la red de drenaje Cuaternario al menos (BES de Berc., 2003). La actividad volcánica se desarrolló en esta zona a lo largo de la estructura de Napo y en

el área de Puyo (Hoffer et al., 2008). La región subandina levantamiento es probable que estar relacionado con la presencia de una escala local bajo ángulo de empuje rampa subyacente a la Zona subandina y emergentes a nivel local frente a la Cutucú-

Napo Sistema de Fallas (BES de Berc, 2003;. Legrand et al., 2005). Los empujes más orientales caracterizan aquí la propagación hacia el este de una cuña de acreción continental como se observa en el sur de los Andes peruanos (Gil et al., 2001). Esta estructura se asocia al terremoto de 7.1 de la corteza Macas Mw en 1995 (Legrand et al., 2005).

Quito - sistema de fallas Latacunga QL

Este sistema de fallas recoge el sistema de fallas de Quito (QFS, Figura 5.5 y 5.8a; Chapitre 3) y el Sistema de Fallas Latacunga definido después Lavenu et al. 1995, Alvarado, 2009b, Fiorini y Tibaldi, 2011). Estos sistemas de fallas afectan a todo el montón de Cuaternario Holoceno capas que llenan en el Valle interandino, que acredite la actividad tectónica en curso de embestidas ciegas en esta región. El QFS exhibe evidencia de un 3.2 mm / año. Tasa GPS acortamiento, mientras que el sistema de fallas Latacunga muestra un ritmo menos rápido de ≈ 1 mm / año. (Chapitre 3, Alvarado et al.). El QFS se expresa mediante hebras paralelas de pliegues situados por encima ciego principal, inmersión al oeste, en échelon empuje fallas. Hacia el sur, el sistema de fallas Latacunga termina el tiempo a lo largo de la Falla de Pallatanga (P) (Chapitre 4, Bayeta et al). Al oeste, la media NS huelga de los fallos de Quito y Latacunga gira a una más acimut NNE-SSW, y las faltas son aparentemente arraigada en la zona de Pujilí sutura profunda.

Análisis sistemáticos de tamaño culpa, la geometría y el desplazamiento geomorfológico revelan una jerarquía de rasgos tectónicos (Chapitre 3) en Ecuador y definir por primera vez una adicional Quito-Latacunga micro bloque: limitada al oeste por el sistema de fallas Quito-Latacunga, al este por el sistema falla Cosanga; al sur por el sistema de fallas Pallatanga y estructuras Pisayambo. Su límite norte se distribuye al norte de QFS. De hecho, varias ramas de la pantalla del sistema Algeciras Sibundoy Chingual fallo evidencias de continuidad suroeste en el valle interandino, con una dirección NNE-SSW: como La Sofía, segmentos de Santa Bárbara y San Gabriel.

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sistema. En la misma zona, pero que bordea al oeste el valle interandino, sistema de fallas de desgarre El Angel está relacionado con el sistema de fallas de Romeral en Colombia (Figura 5.8a)

Por último, el sistema de fallas Chingual-Cosanga-Pallatanga-Puná (CCPP) representa la mejor sistema desarrollado fallo en Ecuador (Figura 5.8a). Constituye el límite tectónico oriental del Bloque Andino Norte y conecta 3 transpresiva diferente y revierte subsistema. Se sugirió por primera vez por Ego et al. (1996a), que se asocia a una importante curva de restricción en el Ecuador o alguna falla activa secundaria, situada al este de la zona de transferencia principal descrito por Winkler et al. (1995). El CCPP se extiende unos 800 km, desde la trinchera en el suroeste de Ecuador, en el lado oriental de la Cordillera Real en el noreste de Ecuador (Figura 5.5). En la geomorfología, se expresa por uno o más segmentos de fallas paralelas sorprendentes NS a NESW, que se localizan la deformación particionada cedido a la placa superior por la convergencia oblicua. Los segmentos de NS de tendencias históricas localizan varios terremotos importantes, así como sismicidad instrumental como se describe a continuación.

5.3.6 Sismicidad y Mecanismos Focales

En Ecuador, la cobertura de la estación sísmica local es lo suficientemente densa como para permitir determinación de profundidades hipocentrales (por ejemplo, Segovia y Alvarado, 2009). También revisamos soluciones plano de falla previamente publicados (Calahorrano, 2001; Alvarez, 2003; Troncoso, 2008; Segovia y Alvarado, 2009;. Manchuel et al, 2011; Instituto Geofísico-EPN, 2012) y se determinó ambas profundidades focales y soluciones de plano de falla para la sismicidad local bien grabada (Figura 5.9).

Desde 1988, la red sísmica local (RENSIG) detectó más de 44.000 tectónica eventos, 14% de ellos con magnitudes ≥ 4 con environ 300 mecanismos focales (Figura 5.9). Determinación del campo de esfuerzos se realiza mediante los mayores eventos registrados entre 1996 y 2005, con el mayor número de estaciones y una buena cobertura azimutal (Figura 5.9). Mecanismos de coordinación de la polaridad de la onda P se determinaron con SPHER de (Guillier y Chatelain, inédito) y análisis de tensor de tensiones posterior se realizó mediante TENSOR basado en el método de diedro derecha (Delvaux, 2001; Angelier y Mechler, 1977). Se determinó los tres ejes principales del tensor de tensiones teniendo en cuenta la clasificación de eventos (Figura 5.9), y de acuerdo con diferentes zonas-tectónicos estructural (Segovia y Alvarado, 2009).

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Epicentros de terremotos corticales superficiales bien situados (M> 4 y menos de 40 km de profundidad) que tuvo lugar en Ecuador en los últimos 25 años definen tres zonas distintas de la actividad sísmica (Figura 5.9). Al oeste, una primera zona sísmica se encuentra paralelo a la costa y marca la zona sismogénica y el límite entre las de Nazca y Sudamérica placas (Stauder, 1975). El segundo cinturón de actividad sísmica de la corteza se produce dentro de la placa continental de primer orden y sigue un NS tendencia paralela a la cordillera. La mayoría de estos eventos de la corteza tienen lugar a lo largo del borde oriental de la Cordillera Occidental y la ilustran la actividad de los segmentos de fallas inversas Quito-Latacunga al oeste del Valle Inter Andina. La tercera zona de sismicidad subraya la traza Cosanga falta y la región andina sol, al este de la Cordillera Real (Figura 5.9).

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Figura 5.9: Mecanismos Focales sísmicos en Ecuador (Magnitud> 4 y profundidad <40 km), informó sobre el mapa falla activa (este estudio) de Ecuador. Línea del isodepth de la losa a 40 km después de la losa 1.0 (Hayes et al., 2012). Fuente de datos:. Global Centroide-Moment Tensor (CMT), Suárez et al, 1983; Mendoza y Dewey, 1984; Calahorrano, 2001, Segovia y Alvarado, 2009, Álvarez, 2003; Manuel et al, 2011, Troncoso., 2008; Base de datos del Instituto Geofísico-EPN (2012). En primer tensor de tensiones, por terremotos corticales después de Segovia y Alvarado, 2009. ESB Oriental Subandino Cinturón

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En la región de antearco, hay una gran variación en las direcciones de los esfuerzos de N 13 ° a

N ° 130. En la zona de arco, cerca de Quito y en el valle interandino, direcciones de los esfuerzos son

reunidos en el medio N ° 90 y N ° 120, mientras que al sur del valle interandino, la dirección del esfuerzo es N 125 ° (Figura 5.9). A lo largo del sistema de fallas Quito-Latacunga, sin embargo, Cuaternario y los movimientos en curso se han demostrado ser principalmente a la compresión con una componente lateral derecho por el análisis geomorfológico anterior (Lavenu et al., 1995; Fiorini y Tibaldi, 2011). Estas compensaciones son perfectamente compatibles con las soluciones de plano de falla de los terremotos ocurridos en estas estructuras (por ejemplo, Segovia y Alvarado, 2009) (Figura 5.9).

En Pisayambo, direcciones de los esfuerzos varían enormemente de nuevo N ° 50 al N ° 150, con 72 eventos (30% del total de eventos). La zona de transición entre los segmentos de Cosanga y Pallatanga se caracteriza por un alto nivel de sismicidad de fondo (25% de la sismicidad del Ecuador, Troncoso, 2008). Se llama el "Nido de Pisayambo" (Guillier et al, 2001) y está relacionada principalmente con la actividad tectónica de un sistema de fallas de desgarre NE-SW que implica numerosos segmentos de fallas secundarias en cualquier dirección. La distribución epicentro de los acontecimientos de la corteza evidencia una inactividad apreciable de la actividad sísmica a lo largo de los sistemas de Pallatanga y Puná fallo del sur. Sin embargo, estudios recientes paleosísmica confirmaron la ocurrencia de 5 Mw 7.5 terremotos de los últimos 3500 años a lo largo de esta falla, la ruptura de más de 100 km al sur de Guayaquil como para 1797 acontecimiento histórico (Figura 5.8; Chapitre 4). La actividad sísmica también es baja en las regiones antearco y subandino, como también se observa en Perú o Bolivia (por ejemplo, Tavera y Buforn, 2001).

En la región trasarco, direcciones de los esfuerzos varían entre N ° 260 y N ° 315 en el Chingual-Cosanga sistemas de fallas y entre N ° 20 y N ° 120 en la zona subandina. La dirección del esfuerzo principal de los terremotos más profundos debajo de las regiones antearco y arco varió entre direcciones SW-SE para el esfuerzo de extensión, con un componente de compresión casi vertical, mientras que en Ecuador este sismicidad profundidad, el régimen estrés extensional es horizontal. El flanco oriental muy lineal, NS tendencias de la Cordillera Real (Figuras 5.8 y 5.9) representan el límite oriental de la deformación. De hecho, la corteza sismicidad instrumental (Figura 5.8), así como la sismicidad histórica (cuadro 5.1) subrayan la traza del sistema de fallas CCPP de 0 ° a 2 ° de latitud Sur (Beauval et al., 2010). Además, el nivel de sismicidad instrumental y histórico es significativa a lo largo de los sistemas de fallas Cosanga-Chingual, Pallatanga y Quito-Latacunga, incluso al sur de Puná. Pero ningún sismo moderado, ni grande se informa al sur a lo largo de la cadena principal de Macas FS.

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5.3.7 Resultados GPS

Utilizamos mediciones GPS para monitorear la actual movimiento de la corteza terrestre en el área de

Real Cordillera entre las latitudes 0.8 ° S y 0.8 ° N, y para limitar la ubicación de la frontera sureste de la NAB en dos segmentos. Nuestros resultados se derivan de los sitios de campaña GPS proporcionados por el Instituto Geográfico Militar (IGM), que nos re-medido en 2009 y 2011. Todos los sitios de campaña tienen un período de observación mínimo de 10 años, lo que lleva a la velocidad determinada al 1 mm / año . nivel, o menos. Se analizaron los datos con el GAMIT / GLOBK (Arenque et al., 2010) de software utilizando una estrategia estándar para la geodinámica. A continuación, definimos un marco estable de América del Sur de referencia mediante la estimación de un polo de Euler utilizando 17 sitios de muestreo del escudo y Argentina brasileña, sin deformación interna (WRMS = 0.49 mm / año.).

Con respecto a ese marco de referencia (figura 5.10a), sitios situado al oeste de Quito

Fallo del sistema muestran la velocidad del orden de 11 mm / año., Mientras que los sitios ubicados en el show de velocidad Inter Valle Andino de 8 mm / año., Todo ello en un 90 ° E (10 °) en dirección N. Ellos indican que al menos 3 mm / año. de manteca está actualmente alojado en todo el sistema de fallas de Quito, en el Valle interandino (Chapitre 3). Otro nuevo resultado importante es el fuerte gradiente de la velocidad más al este, a través de la CCPP. Figura 5.10b muestra el mismo campo de velocidades expresó con respecto al valle interandino, como se define mediante (PAM1, PAPA, PINTA, rehacer, SALV, SBAR), que muestra poca deformación interna (WRMS = 0.6 mm / año.). En ese marco de referencia, claro movimiento relativo se ve entre el Fold subandina Cinturón y el valle interandino.

Acerca de 7 mm / año. de SW-ward, movimiento transpresiva derecho-lateral se ve claramente al sureste de la CCPP. Menor velocidad encontrado sitio ELCH probablemente refleja la acumulación de la tensión entre sísmica cerca de la culpa. Por lo tanto, el movimiento relativo entre la subandina Cinturón Medio y el valle interandino parece estar muy localizada (Figura 5.10b y 5.10c). Este movimiento relativo derivado de GPS es consistente con el mecanismo focal derivada para el 1987 Mw = 6.9 terremoto, el evento más grande que se produjo durante el período instrumental (Kawakatsu, 1991), lo que proporciona una evidencia adicional para el CCCP siendo el mayor límite del sudeste de la NAB.

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Figura 5.10: a) GPS campo de velocidad horizontal con respecto a Stable América del Sur. b) GPS campo de velocidad horizontal con respecto al Valle Inter Andina (véase el texto para detalles), junto con el Mecanismo Focal derivado por Kawakatsu (1991) para el 1987 (Mw 6.9) terremoto. c) GPS campo de velocidad horizontal con respecto a la bassin Babahoyo. CCPP Chingual-Cosanga-Pallatanga-Puná Sistema de Fallas. Ciudad L Latacunga, ciudad R Riobamba, ESB Oriental Subandino Belt.

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5.3.8 Discusión: Estrechamiento de restricción curva, tectónica localizadas y horarios elevación

Durante las dos últimas décadas, se han propuesto varios modelos para explicar la actividad tectónica observada en Ecuador (por ejemplo, Tibaldi y Ferrari, 1992;. Lavenu et al, 1995; Ego et al, 1996a;.. Dumont et al, 2005a; Winkler et al, 2005;. Witt y Bourgois, 2010). Modelos propuestos previamente se dividen en dos clases principales conceptuales. Una primera categoría incluye modelos que conciben a la actividad tectónica que ser distribuidos en 4 sistemas de fallas inversas individuales activas en los Andes superior entre la

piedemonte de la Cordillera Occidental y la región subandina, que acomodan la deformación difusa en el Bloque Norte Andina durante su 'escape' del norte (por ejemplo, White et al., 2003). Una segunda categoría incluye a los modelos que tienen en cuenta el modelo de correa de restricción propuesta por Ego et al., (1996a), con una restricción activa de corte cinturón de nuestros días a través de la interandino Depresión. (Por lo tanto la corteza y la escala regional, todos estos modelos se basan en / o datos parciales geológicos y geofísicos, por lo que sólo tiene significado temporal local o corto plazo. Además, la mayoría de ellos tienen mucho subestimar el papel de la tectónica activa regionales que no se puede estudiar en el campo y sobrestimó el papel de los accesibles que controlaban la actual placa de deformación. Nuestro nuevo modelo cinemático de la figura 5.11 se basa en observaciones realizadas con un

enfoque multidisciplinario basado en datos geológicos, geomorfológicos, sísmicas y geodésicas).

Estas observaciones tienen importancia regional porque las características principales estructurales, tales como el Sistema de Fallas CCPP, actualmente cabida a cantidades significativas de la deformación y muestran diferentes cinemática y la sismicidad con respecto a otros sistemas tectónicos en Ecuador, como Quito o Latacunga FS. El escudo de Brasil, al este de los Andes ecuatorianos, por tanto, constituye un punto estable que permite la determinación cinemática independiente de extrusión tectónica de la NAB (Nocquet et al.,

2009). Mostramos aquí el papel dominante de la CCPP FS con respecto a la Peltetec y Pujilí heredada zonas de fallas inactivas en el alojamiento de la deformación actual asociado con el movimiento relativo NAB. La moción NAB es constante a lo largo del sistema de fallas CCPP: alrededor de 7 a 8 mm / año. hacia el noreste. Como consecuencia, NAB deforma internamente, con un este-oeste, ≈ 1 a 4 mm / año. tasa de acortamiento. Hasta 11 mm / año. de movimiento dextral se aloja luego a través tanto de la

Sistema de Fallas Quito-Latacunga y el Sistema de Fallas CCPP. El CCPP marca el límite suroriental de una astilla independiente antearco (bloque micro QL), fijado a la NAB.

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Figura 5.11: Actualidad límite oriental del Bloque Andino Norte. En azul claro del bloque micro Quito Latacunga. Modelo final para la extrusión de la NVI. Las velocidades corresponden a mediciones GPS.

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Ecuador levantamiento cordillerano, así como la deformación activa parece también estar íntimamente vinculados con el desarrollo de la evolución de las configuraciones tectónicas, que probablemente implican, sin embargo, el estrechamiento sucesivamente curva de restricción en lugar de uno solo. Además, el acortamiento tectónico director o transpresión entre la antigua ubicación zanja y cratón estable parece haber migrado hacia el este de la Cordillera Occidental de la Cordillera Real ya 15 Myrs. Por lo tanto, el estilo transpresional descrito para la mayoría de los CCPP debe representar el estilo de deformación dominante para el Cuaternario. Nuestro modelo ya no encajan con un cinturón de restricción del Plioceno y un graben compresión sino más bien con un importante sistema de fallas único, saltando bloques rígidos, y la localización de la mayor parte de la deformación. De hecho, se postula también que la deformación transpresional dextral jugó un papel fundamental en el desarrollo estructural y la elevación de los Andes del Norte en Ecuador por más de 15 Myrs, en oposición al estilo de deformación principalmente a la compresión registrado en el norte de Perú (Naeser et al., 1991 ). Modelado de la estructura de los Andes del norte como transpresional dextral margen requiere una evolución temporal de la frontera sudeste de NAB, y curvas de restricción asociados, en un sistema de fallas más maduro que sugiere el establecimiento de un límite de placa continental localizada.

Los datos geofísicos indican que los terrenos alóctonas están sumergiendo hacia el este; constituyendo un prisma corteza accretionnary, que de hecho constituye las raíces de la corteza de los Andes ecuatorianos (Guillier et al., 2001). Después de las acumulaciones, los últimos episodios tectónicos de actividad se asocian a la más rápida elevación de la cordillera (15-0Myrs) y corresponden a la iniciación de la deformación continental. Como en curso

compresión de las rentabilidades de subducción de la placa superior, Bonnardot (2003) propone que la más espesa y el prisma vertical, se puso rígido y no son capaces de dar cabida a más de compresión adicional. Como consecuencia, la mayoría de la cepa debe ser transferida hacia el este de la Cordillera Real heredaron zonas de fallas (3-0 Myrs). En este punto de vista, el 40 de 15Myrs hace, la deformación se concentra a lo largo de las suturas y fallas, como el Sistema de Chimbo-Toachi Falla, el Pujilí Melange y la Peltetec Sutura (Jaillard et al, 2009;.. Spikings et al, 2010), pero como se reorganizaron las estructuras con la migración de la deformación, se comprime el valle interandino y tanto el valle interandino y las cordilleras fueron exhumados rápidamente a medida que se observa entre 15 y 0 Ma (ver Figura 5.6). La rápida exhumación terminó con la llanura costera y cuencas marinas levantamiento durante el Cuaternario. En el Cuaternario continuación, comenzó el desarrollo de estructuras que operan a través y dentro del valle interandino, en cuanto a la activación del sistema de fallas Puná-Pallatanga. Esta dirección, también se activa con el Sistema de Fallas Afiladores-Sibundoy-Algeciras, comenzó a actuar junto con el CC a un cortocircuito en la curva de restricción que tienden a desaparecer y estrecho, mientras que madurar para formar un sistema de fallas único, bien comunicado en profundidad como se ha demostrado por los datos sísmicos y geodésicas. Ciertamente,

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sin un GPS completo y conjuntos de datos sísmicos que cubren toda la longitud del sistema de fallas CCPP, los restos segmentos activos y el microbloque Quito Latacunga sugerirían la distribución de la deformación continental y al este del Valle Inter Andina, según lo propuesto por White et al. (2003). Sin embargo, la mayor parte de la reducción continental y la deformación de deslizamiento tiro es ahora demostraron estar bien localizada en un solo sistema de fallas que acaba de definir aquí: el Pallatanga-Puná Sistema de Fallas Chingual-Cosanga.

5.3.9 Conclusión

El propósito de este trabajo es contribuir algunos nuevos datos sísmicos y geodésicas que llevan sobre la tectónica activa del Ecuador y para resumir este conjunto de datos con el fin de proponer posibles mecanismos que explican la evolución de los Andes ya 15 Myrs. Estamos principalmente con evidencias de fallamiento reciente, especialmente reflejada por terremotos intracontinentales, mediciones GPS y evidencias geológicas de fallamiento cuaternario. Ambos estudios geológicos y geomorfológicos de fallamiento cuaternario y mediciones GPS (por ejemplo, Ego et al., 1996a) (por ejemplo, Trenkamp et al, 2002;.. White et al, 2003) llamado a la partición de la deformación activa en Ecuador. Por el contrario, nuestros datos compilados y nuevos demuestran la existencia de un localizadas en vez de distribuidos de contorno que muestra las tasas de deslizamiento continentales intraplaca de ~ 7 a 10 mm / año: el sistema de fallas CCPP.

Extrusión NAB se produce rápidamente a medida que la placa de Nazca se mueve hacia el este con respecto al Escudo Brasileño en ~ 56 mm / año (Kendrick et al., 2003). Tal movimiento sugiere que 20% del movimiento se transfiere a la placa continental mediante el acoplamiento a lo largo de la zona de subducción. Puntos de control GPS en la parte más occidental de Ecuador se mueven rápidamente (7 mm / año.), Hacia el noreste con respecto al Ecuador del Este (por ejemplo Nocquet et al., 2009) y traduces la extrusión de un bloque continental rígido. La actividad sísmica de la corteza es más alto en los Andes del Norte y grandes terremotos

indican transpresión activa que se produzca en esta región, en su mayoría a lo largo de los sistemas de fallas NESW tendencias.

Morfotectónica y datos sísmicos sugieren que, en el centro de Ecuador, el límite tectónico moderna de la NAB está situado al este de la interandino Depresión, a lo largo del sistema de fallas Chingual-Cosanga, y que la actividad tectónica se concentra en esta sola hebra transpresiva NS-tendencia, mientras que en el sur de Ecuador, los movimientos se distribuyen a lo largo de dos hebras NE-trending, el Sistema de Fallas Puná-Pallatanga y el Sistema Chingual-Cosanga Falla, respectivamente (Figura 5.5). La hebra única sur de Pallatanga parece haber madurado hasta convertirse en una verdadera falla de desgarre (Figura 5.7), mientras que la cepa distribuida se produce en la zona de Pisayambo, entre este segmento y la falla Cosanga. Esta región peculiar puede ser un sistema de multiplicación, todavía implican a varios segmentos de falla de conexión en profundidad.