Evolución Cordillera Occidental Andes Ecuador: Tesis Geológica

EVOLUTION OF THE WESTERN CORDILLERA IN THE ANDES OF ECUADOR (LATE
CRETACEOUS-PALEOGENE).
Evolución de la Cordillera Occidental en los Andes de Ecuador
(Cretácico Tardío al Paleógeno).
CRISTIAN VALLEJO CRUZ
2007
RESUMEN
La subducción de Corteza Oceánica en un límite convergente de Placa se puede mirar como un Proceso continuo. La
interrupción o la finalización de este proceso comúnmente se asocian a la llegada de un objeto boyante. Los arcos volcánicos
y corteza continental son las clases de objetos comúnmente implicados en colisiones. En este trabajo, se proporciona un
análisis detallado de una clase menos familiar de colisión, la de un plateau oceánico. La determinación precisa de
la colisión entre plateaus oceánicos y la corteza continental proporciona una comprensión de como las placas
tectónicas responden a eventos colisionales.
El basamento volcánico de la Cordillera Occidental (Formación Pallatanga y Unidad San Juan) se compone de rocas
máficas y ultramáficas con afinidades geoquímicas de plateau oceánico. Una edad de cristalización SHRIMP (zircón)
de 87.1±1.66 Ma. (2σ) y de 40Ar/39Ar (hornblenda) de 84.69±2.22 Ma. (2σ) de fragmentos acrecionados del plateau, se
superponen con una edad 40Ar/39Ar (hornblenda) de 88±1.6 (2σ) Ma. Obtenida para las rocas oceánicas del
basamento de la Formación Piñón en la costa de Ecuador (Luzieux et al., 2006), y una serie de edades de ~92-88 Ma.
Reportadas para las secuencias de plateau oceánico en Colombia y la región del Caribe. Estos resultados son
consistentes con la idea que las rocas de plateau oceánico de la Cordillera Occidental y la Costa de Ecuador se derivan
del Plateau Oceánico del Caribe y Colombia (CCOP) de edad Cretácico Tardío.
Las Secuencias de Arco de Isla Intraoceánico (Granito de Pujilí, Grupo Río Cala, Unidad Naranjal) sobreyacen a
Rocas del Plateau y tienen edades de cristalización que se extienden entre ~85-72 Ma. La geoquímica y las edades
radiométricas de las lavas asociadas al Arco de Río Cala, combinado con el rango de edades y la geoquímica de sus
productos turbídíticos y volcanoclásticos indican que el Arco se inició por subducción hacia el oeste debajo del
CCOP, y son contemporáneas con las rocas del arco de isla de la Costa de Ecuador (Formaciones Las Orquídeas,
San Lorenzo y Cayo). Estas unidades del arco de isla se pueden relacionar con el Gran Arco Cretácico del Caribe.
Los análisis paleomagnéticos de rocas volcánicas, de las formaciones Piñon y San Lorenzo de la zona de antearco
(Luzieux, 2007), indican su extrusión pre-colisional en latitudes ecuatoriales. Además, Datos paleomagnéticos de la
declinación del basamento y de la cobertura sedimentarias de la región costera (Luzieux, 2007) indican 20-50° de
rotación en sentido horario cerca de la época de la colisión, durante el Campaniano. La rotación fue probablemente
síncrona con la colisión de la secuencia de plateau oceánico y de arco con Sudamérica.
Rápida exhumación (>1km/ma) a lo largo del margen continental durante el Cretácico tardío durante ~75-65 Ma es
consistente en tiempo con el inicio de sedimentación clástica derivado del margen continental en el Campaniano
Tardío – Maastrichtiano (Formación de Yunguilla).
La colisión inicial entre la Placa Sudamericana y el Plateau del Caribe fue síncrona con el levantamiento y la
exhumación acelerada dentro del margen continental, en un área que se extendía tan lejos como la Cordillera Oriental,
y con la depositación de material siliciclástico derivado del continente en el antearco y trasarco (las formaciones
Yunguilla y Tena respectivamente). Colectivamente, estas evidencias demuestran que la colisión inicial entre el Plateau
Caribe y el margen de Ecuador ocurrió durante el Campaniano Tardío – Maastrichtiano (73-70 Ma.), y dio lugar al
bloqueo de la zona de subdución, a la terminación del magmatismo del arco de isla, y a la deformación del margen
continental.
El magmatismo asociado al arco Río Cala (Campaniano - Maastrichtiano Temprano), que se produjo sobre la
Formación Pallatanga, cesó durante el Maastrichtiano y fue seguido por la iniciación de subducción hacia el este,
debajo del plateau oceánico acrecionado. El nuevo margen activo dio lugar al arco volcánico Silante del Maastrichtiano
Tardío (aprox. 65 Ma.), que fue depositado en un ambiente terrestre.
Durante el Palaeoceno al Eoceno, las condiciones marinas fueron dominantes en el área ahora ocupada por la
Cordillera Occidental, y las rocas volcánicas de la unidad Macuchi fueron depositadas, posiblemente como
continuación del arco volcánico de Silante. Este volcanismo submarino fue contemporáneo con la depositación de
las rocas siliciclásticas del Grupo Angamarca, y la Formación Saguangal, que fueron derivadas principalmente de la
Cordillera Oriental que emergía.
Finalmente, NINGUNA EVIDENCIA EXISTE PARA APOYAR HIPÓTESIS ANTERIORES QUE SUGIEREN QUE EL ARCO
VOLCÁNICO MACUCHI FUE ACRECIONADO EN EL EOCENE TARDÍO, CAUSANDO LA INVERSIÓN ESTRUCTURAL
DE LA CUENCA DE ANGAMARCA. Es geométricamente difícil sugerir que el bloque Macuchi se acrecionó en el
Eoceno Tardío, e insertó entre los bloques de Piñón y Pallatanga, que fueron acrecionados durante el Cretácico
Tardío. Además, turbiditas del Grupo Angamarca sobreyacen conformablemente rocas volcánicas de la Unidad
Macuchi.
Alcance:
Varias investigaciones de la Cordillera Occidental de Ecuador han proporcionado útiles contribuciones a la comprensión de
la evolución estratigráfica y tectónica de este complejo de acreción océano-continente. Sin embargo, diversos problemas
geológicos permanecen sin resolver, sobre todo debido a la naturaleza pobre y discontinua de afloramientos rocosos, así
como la falta de un marco coherente cronoestratigráfica, determinado a partir de datos cuantitativos. Las cuestiones
pendientes claves que requieren de respuesta, antes de la elaboración de un modelo para la evolución geológica de la
Cordillera Occidental, son:




La edad y el origen del basamento volcánica alóctono de la Cordillera Occidental.
El tiempo y la duración de la acreción de los bloques autóctonas.
La historia Paleógena de la Cordillera Occidental.
El origen alóctono vs. autóctona de la Unidad Macuchi (una secuencia de arco volcánico).
Este estudio se ocupa de estas cuestiones mediante adquisición e interpretación de los nuevos cualitativos y cuantitativos
datos de las rocas de la Cordillera Occidental de Ecuador. Estudios de procedencia de las formaciones sedimentarias de la
Cordillera Occidental, permiten limitar la mineralogía y la composición química, por lo tanto la edad y la ubicación aproximada
y el origen de las regiones de procedencia así como establecer correlaciones estratigráficas. Análisis radiométricos (40Ar /
39Ar y U / Pb) se han utilizado para proporcionar un marco temporal para la evolución del basamento y las secuencias de la
sobre yacientes volcánicas.
Fig. 1.1. Structural sketch map of the Northern Andes and Caribbean region (Modified from Beccaluva et al., 1996)
Estudios de campo detallados y muestreo de rocas se han realizado a lo largo de varias secciones orientadas este-oeste a
través de la Cordillera Occidental, que cruzan las principales unidades sedimentarias y el Basamento de la zona.
En esta tesis se presenta un análisis detallado de la estratigrafía y evolución tectónica de la Cordillera Occidental de Ecuador
(Fig. 1.2) entre el 1 ° N (la frontera con Colombia) y 3 ° Sur. Los datos obtenidos se han utilizado para proponer una
paleogeografía coherente y modelo tectónico para la evolución de la Cordillera Occidental. El modelo posteriormente se ha
integrado en el contexto de tectónica de placas del sistema de subducción del Pacífico Norte de los Andes.
Figura 1.2: configuración geológico de Ecuador, batimetría simplificado y anomalías magnéticas de la Placa de Nazca. Modificado de Spikings et al.
(2001), Lonsdale (2005) y los propios resultados.
Ambiente geográfico del área de estudio:
Los Andes en Ecuador componen las cordilleras oriental y occidental de tendencia norte-sur que están separadas por la una
baja topográfia, la Depresión Interandina. El área de estudio se encuentra en la Cordillera Occidental de Ecuador entre 0º
20 'N a 3º S. El límite oriental del área de estudio se define por una falla escala regional parcialmente escondida (Falla
Calacalí-Pujilí-Pallatanga) que separa las secuencias estratigráficas cretácicas y terciarias de la Cordillera Occidental de
gruesas rocas volcánicas cuaternarias de la Depresión interandina. La frontera occidental de la Cordillera Occidental es una
ruptura topográfica aguda que marca su límite con una plana llanura costera.
Fig. 1.3. Modelo digital de elevación de la Cordillera Occidental (Datos de Souris, 2001).
Configuración geológica: Cordillera Occidental:
La Cordillera Occidental de Ecuador se compone de bloques alóctonos oceánicas, que se cree comúnmente haber sido
acrecionados contra el margen placa Sudamericana durante el Cretácico superior. Desplazamiento Transcurrente a lo largo
de fallas de tendencia NS aproximadamente ha dado lugar a un complicado conjunto de unidades tectono-estratigráficas.
Marco Geológico:
Estratigrafía del Cretácico al Oligoceno
Bloque Pallatanga
El Pallatanga Bloque acoge el alóctono, basamento cristalino de la Cordillera Occidental.
El Pallatanga Bloque está limitado al oeste por la Zona de cizalla Chimbo-Toachi (CTZ) y al este por La Falla Calacalí- Pujilí
- Pallatanga (CPPF).
El Bloque Pallatanga incluye varias formaciones volcánicas y sedimentarias, que se pueden agrupar en:
 Rocas del Basamento: Formación Pallatanga y la Unidad de San Juan,
 Rocas Volcanoclásticas del cretácico tardío con lavas basálticas asociadas,
 Una secuencia de depositos continentales rojos y rocas volcánicas del Maastrichtiano Tardio al Paleógeno (Fm.
Silante),
 Secuencias Sedimentarias del Paleoceno y el Eoceno del Grupo Angamarca.
Fm. Pallatanga
Basaltos, micro gabros, diabasa, peridotitas, pillow lavas, doleritas masivas no vesiculares y hialoclastitas
Campaniano – Maastrichtiano 87.10±1.66 Ma
Afinidad de Plateau Oceánico
Unidad San Juan
Secuencia ultramáfica, peridotitas, peridotitas serpentinizadas, gabros
Turonience – Maastrichtiano 99.2±1.3 Ma; 87.10±1.66 Ma
Raíz ultramáfica de un Plateau Oceánico
Fig 2.4: Sección transversal a través de un hipotético meseta oceánica basado en secuencias ultramáficos en el oeste de Colombia (Kerr et a.,
1998).
El Melange Pujilí y el Granito de Pujilí:
Bloques de diferente litología, clivaje penetrativo, granitoides ricos en Muscovita, anfibolitas, filitas, areniscas grisesm
conglomerados, matriz serpentinitica.
Relicto de una sutura entre bloques oceánicos aloctonos y el margen continental.
Cretácico Tardío.
Foliada bloque del Pujilí granito dentro de basaltos serpentinizadas en la quebrada Picisí (UTM: 755300/9898600). Estructuras SC indican sentido
dextral de esquila. Cristales de circón de este bloque arrojó una U / Pb (camarón) de edad de 85,5 ± 1,4 Ma.
Granito: sugiere que el granito cristalizo en un ambiente arco isla intraoceanico (Enriquecimiento en LILE, anomalías
negativas de NB y Ti combinación de relaciones de isotópicos juveniles), con trazas adakiticas,
86±1 and 82±1 Ma. Enfriamiento rápido impulsado por la acreción de la Pallatanga Bloque contra la placa de América del
Sur durante el Santoniano 85.5±0.7 Ma. El Granito de Pujilí representa fragmentos de plutones Triásico que se expone
actualmente en la Cordillera Real, y se incorporó a la zona de mezcla durante la colisión océano-continente.
Anfibolitas de Totoras
Anfibolitas de grano medio, largos cristales de hornblenda, plagioclasa, venas de cuarzo-feldespatico.
Afinidad de Plateau oceánico
84.69±2.23 Ma.
Series Sedimentarias y Volcánicas sobre el Bloque Pallatanga.
El Grupo Rio Cala
Secuencia volcánica y sedimentaria depositada en un ambiente isla de arco intraoceanico; Turbiditas intercaladas y
yuxtapuestas con andesitas y basaltos; Cretacico Tardio: Santniano a Maastrichtiano.
Fm. La Portada - Fm. Mulaute - Fm. Pilaton - Fm. Natividad - Fm. Rio Cala
Fm. La Portada: string lavas
Boninitas alto-Ca: SiO2 ~ 51%; MgO ~ 9%; Alta concentración de LILE (K, Rb, Cs, Sr, Ba) y Cr; HFSE (Zr, Hf, Ta, Nb)
fuertemente depletado y baja concentración de REE; Anomalia térmica, Plateau Oceanico Joven y caliente.
Prisma de manto depletado, Manto residual, asociado con actividad de pluma mantelica,
Flujo enriquecido en elementos incompatibles
Flujos derivados de un slab subductado
Santoniano – Campaniano: Subduccion de corteza oceánica bajo un Plateau Oceanico todavía caliente al inicio de la
subducción. Estados tempranos de actividad de arco islas volcánico, muy joven y muy caliente corteza oceánica.
Fm. Mulaute (Unidad Toachi)
1000 m de Turbiditas, abundante plagioclasa piroxeno y epidota, andesitas basálticas, tobas, brechas volcánicas.
Características geoquímicas de arco islas.
Fuente mantelica juvenil, rocas sedimentarias fueron depositadas sobre la parte medial y proximal de un abanico
submarino turbidítico fuente volcánica de afinidad arco de isla. 48.28±0.55 Ma
Fm. Pilatón:
Gruesas areniscas turbidíticas ricas en fragmentos volcánicos, micro brechas fragmentos líticos volcánicos
Depositado en Facie proximal de un abanico submarino. (Fuente contemporáneo arco volcanico) asociado con un arco de
isla intraoceanico.
Cretácico tardío Campaniano Maastrichtiano
Fm. Natividad:
Areniscas turbiditicas, pelitas, cherts intercaladas con lavas y tobas basálticas. Secuencia grano ascendente.
Depositado en Zona medial o distal de un abanico turbidítico, durante actividad de un arco volcánico.
Campaniano – Maastrichtiano
Fm. Rio Cala
Masivas lavas andesiticas a basálticas, brechas volcánicas, areniscas volcanoclasticas menores.
Afinidad calco-alcalina y toelitica. Fuente juvenil mantelica. Arco de isla intraoceanico.
Campaniano – Maastrichtiano 66.7±7.16 Ma
Fm. Yunguilla:
Limolitas masivas, negras a grisess, cherts pelágicos, areniscas bien sorteadas fino granular, calciturbiditas.
Depositacion en Parte media a distal de un o algunos abanicos turbidíticos, depositados comúnmente en una cuenca Ante
Arco. Fuente detrítica batolitos del jurásico o cretácico en la cordillera real.
Campaniano tardío a Maastrichtiano.
Fm. Silante:
Conglomerados canalizados y brechas, conglomerados matriz soportado por flujos de escombros (Lahars), pelitas rojas y
lutitas, limolitas y tobas volcánicas.
Depositados en Planicie fluvial, ríos conglomeraticos, sedimentación continental en un ambiente continental, asociado a un
arco volcánico.
Maastrichtiano tardío al Paleoceno Temprano.
Fm Pilaló:
Areniscas turbiditicas de grano grueso, lutitas negras, brechas matriz soportada con clastos volcánicos de composición
andesitica, limolitas, y tobas retrabajadas.
Depositado en llanura cuenca marina, fuente volcánica ubicada en un ambiente terrestre.
Paleoceno temprano al Eoceno Temprano
Fm. Sanguangal:
1000m lutitas negras y limolitas intercaladas con areniscas conglomerados hacia el tope. Secuencia grano descendiente.
Planicie marina o ambiente lacustre.
Maastrichtiano al Paleoceno Temprano.
Grupo Angamarca:
Secuencia siliciclastica, areniscas turbiditicas y conglomerados, intervalos de calizas.
Paleoceno al Oligoceno.
Fm. Saquisilí – Fm. Apagua – Fm. Unacota – Fm. Rumi Cruz; Fm. Laurel
Fuente detrítica granitoides de Cordillera Real, abundante cuerzo, minerales derivados de rocas metamórficas,
Fallas de desgarre: de tendencia NNE-SSW
Fm. Saquisilí:
Secuencia turbidítica compuesta de areniscas micáceas de color gris a gris oscuras, limolitas, lutolita limosa, estratos
calcáreos menores.
Depositado en la zona distal a medial de un abanico turbidítico submarino.
Paleoceno temprano a medio.
Fm. Unacota:
Secuencia de calizas micritica a esparitica, expuesta como discontinuos lentes o bloques superpuestos en turbiditas y
sedimentos pelágicos de la Fm. Apagua.
Ambiente de depositacion rampa de carbonato. Este evento puede estar relacionado con un aumento en el nivel del mar o
la subsidencia tectónica durante el Eoceno tardío.
Eoceno Medio a Tardio.
Fm. Apagua:
Areniscas de grano medio, limolitas de color gris oscuro y lutitas, lutolita limosa silícea depositada dentro de una facies de
turbiditas.
Depositada en la zona madial de un abanico submarino turbidítico, cual fue suministrado de una fuente metamórfica y
granítica.
Eoceno Medio: 37.8±3.5 Ma
Fm. Rumi Cruz:
Secuencia Grano ascendente, conglomerado matriz soportado, brechas, areniscas grano grueso, limolitas rojas y lutitas.
Depositada en un ambiente subarealm de abanico deltaico, con presencia de estructuras fluviales.
Eoceno tardío al oligoceno
Fm. El Laurel:
Lutitas finamente estratificadas, de color negro y gris intercaladas con areniscas de grano fino.
Depositadas en la parte distal de un abanico submarino
Oligoceno temprano
Fm. San Juan de Lachas:
Lavas Andesíticas ricas en hornblenda y plagioclasas porfirítica, brechas.
Eruptiva en un Arco continental
Oligoceno – Mioceno temprano
Unidad Macuchi:
Lavas pillow, tobas líticas de composición basálticas y andesiticas, brechas basálticas, intruciones andesiticas, material
volcánico redepositado en depósitos turbidíticos y cherts.
Indica un origen de arco para las rocas volcánicas, afinidad toelitica y calco alcalino. Formado en corteza oceánica
Eoceno temprano a tardío
Bloque Naranjal:
Separado del Bloque Pallatanga por la Zona de cizalla Mulaute, separado de la costa por la falla Canande.
Campaniano al Oligoceno.
Unidad Naranjal:
Secuencia volcánica, rocas andesiticas y basálticas de afinidad toelitica y Plateau Oceánico. Acrecionado durante el
Eoceno.
Secuencia de pillow lavas y andesitas con intercalaciones de rocas sedimentarias.
Plateau Oceanico y Ambiente Arco Volcánico
Campaniano tardío
La Unidad de Naranjal asignada probablemente incluye dos unidades lithotectonic claramente diferentes:
a) una meseta oceánica posiblemente más antiguo que el Campaniano Tardío,
b) un arco de islas del Cretácico Tardío.
Tanto el Bloque Pallatanga y Bloque Naranjal pueden tener la misma secuencia de basamento meseta oceánica, y que sus
secuencias de arcos de islas del Cretácico Tardío formado en la misma zona de subducción.
Conclusiones de la Exposicion de Vallejo
 La edad del plateau acrecionado al margen ecuatoriano es de ~88 Ma.
 Inicio de subdución en el borde del plateau oceánico, generó el arco de isla intraoceánico a ~85 Ma. Este arco
posiblemente fue producido en el mismo sistema de subdución responsable del Gran Arco del Caribe.
 La Acreción del Plateau Caribe comenzó aproximadamente a los 75 Ma. Levantamiento del margen continental.
 Colisión del Plateau Caribe y la Placa Sudamericana inició la subduccion bajo el plateau oceánico acrecionado. El
nuevo margen activo produjo el arco volcánico Silante durante el Maastrichtiano tardio (aprox. 65 Ma).
 Durante el Paleoceno a Eoceno, rocas volcánicas de la Unidad Macuchi fueron depositadas, las cuales representan
la continuacion del Arco volcánico Silante. El volcanismo submarino fue contemporáneo con la depositación del
Grupo Angamarca, derivado de la Cordillera Oriental
 No existe evidencia para la acreción del Arco Macuchi durante el Eoceno tardío.