La cordillera Real

en la cordillera occidental, las rocas cretáceas consisten en flujo de lava máfica y grauvaca marina de las unidades Toachi y Pilaton, respectivamente (Formación Macuchi), y principalmente esquistos, grauvaca, toba y antepechos andesíticos y coladas de lava de la formación yunguilla (Campaniano) y la formación Callo Rumi (Maastrichtian) (Cosma et al., 1998). al S, en la Cuenca Celica-Lancones, al E del Bloque Tahuin-Amotape, existen masivos flujos de lava andesítica, lechos de toba soldada, brechas almohadilladas y aglomerados de la Formación Celica (Albán). La Formación Celica está cubierta por más de 2000 m de sedimentos volcaniclásticos de aguas profundas de grano grueso de la Formación Alamor (Cenomiano-Coniaciano). Sobre estos lechos hay una secuencia de grauvaca, lutita y marga intercalados de la granja de Naranjo (Santonian / Campanian), y grauvaca y piedra caliza nodular de estratos delgados con lentes conglomerados de la formación Casanga (Jaillard et al, 1996).

Cenozoico

La deformación en la cordillera Real se manifiesta como deposición espesa de molasa de Maastrichtiano al Mioceno de las formaciones Tena, Tiyuyacu, Orteguaza / Chalcana, Arajuno y Chambira en la cuenca subandina. Sin embargo, la Cordillera Occidental y las cuencas costeras contienen sedimentos siliciclásticos de aguas profundas a poco profundas del Eoceno al mioceno y rocas carbonatadas, depositadas en un marco de antearco, sobreimpresas por fallas de deslizamiento (Bourgois et al, 1990).

La cordillera real, la cordillera occidental y el Graben interandino fueron sitios de vulcanismo generalizado y omnipresente durante el Terciario. Un mayor porcentaje de rocas calcalinas está presente en los Andes centrales y meridionales, lo que sugiere una corteza más gruesa (Hormann y Pichler, 1982). El basalto, la andesita y la dacita del Eoceno Tandapi Farmation (Cosma et al, 1998) son las rocas dominantes de la cordillera occidental, los lechos de piedra caliza ricos en miliolid de la formación Unacota (Eoceno medio) y sus sedimentos volcaniclásticos de aguas profundas equivalentes laterales de la formación Apagua, se superponen a esta formación.

El eoceno medio está incómodamente cubierto por sedimentos volcaniclásticos del oligoceno y flujos de lava de la formación Saraguro (Eguez, 1996; Bourgois et al, 1990). En la cordillera real, Lavenu et al (1992) describieron flujos volcánicos calcalinos y de lava de los eventos volcánicos Sacapalca (Paleoceno-Eoceno), Saraguro (Oligoceno), Pisayambo (Mio-Plioceno) y Cotopaxi (Plio-Cuaternario), Los eventos volcánicos posteriores al Oligoceno de Saraguro, Pisayambo y Cotopaxi también están presentes a lo largo del Graben interandino y consisten en sedimentos volcánicos y flujos de lava.

Hoy en día, la mayoría de los volcanes activos se encuentran a lo largo de la falla delimitadora Peltetec y Pujili. La reactivación del Mioceno-Plioceno de estas grandes fallas generó cuencas de separación a lo largo del Graben interandino. Estas cuencas están rellenas de sedimentos volcánicos derivados de la Cordillera Real y depositados en ambientes fluviales y lacustres a partir del Mioceno medio en adelante. La deformación compresional del Mioceno tardío al Plioceno de la Orogenia Andina ha invertido estas cuencas (Barragán et en 1996: Hungerbuehler et en 1996).

Crecimiento de la corteza, evolución tectónica y estilos estructurales de los Andes ecuatorianos

Como lo indican las edades de circón más antiguas heredadas del granito Marcabeli, Tres lagunas y el Complejo El Oro, el crecimiento de la corteza en los Andes ecuatorianos puede haber comenzado durante la Orogenia del Orinoquio Precámbrico de colisión (Grenville). De hecho, las edades del modelo de manto empobrecido en Nd (TDm) de los granitoides de Tres Lagunas y Marcabeli indican una edad de 1.6-1.4 Ga para los protolitos (Litherland et en 1994; Noble et en 1997). Este cinturón de colisión puede ser una continuación del cinturón de granulita en Colombia, donde se han calculado proporciones Sm / Nd y edades (TDM) similares (Restrepo-Pace et en 1997).

Al igual que el evento Precámbrico, la Orogenia Ocloyic (Ordovícico Tardío) está fuertemente limitada por la edad, ya que las rocas del Paleozoico Inferior han sufrido un metamorfismo y anatexis generalizados, a menudo con esquistosidad siguiendo la tendencia andina (figura 7). Sin embargo, Kennerley (1980) ha correlacionado la Unidad Chiquinda de la Cordillera Real con la filita y pizarra del Ordovícico de bajo grado del Macizo de Olmos. Además, se han reportado acritarcos del Ordovícico reelaborados en la unidad tectónica del Maguazo jurásico (Litherland et al 1994).

Los diques de anfibolita (363 +9 Ma) y la anfibolita recolectada (342 + 23Ma) asociados con las unidades Chiquinda y Agoyan de Loja Terrane también sugieren un posible evento tectónico del Devónico tardío al Carbonífero inferior (Litherland et al, 1994). este evento puede correlacionarse con un ensamblaje incipiente de Gondwana-Laurasia (Berry et al 1997). En las montañas de Cutucu y Tahuin / Amotape Terrane se registran rocas sedimentarias mixtas de siliciclástico y corbonato de edad Devónico y Permo-Carbonífero. En el Terreno Tahuin / Amotape, estas rocas han sufrido un plegamiento y un empuje significativo del Paleozoico Tardío relacionado con el conjunto final de Pangea del Paleozoico Tardío.

Procesos anatécticos del Triásico Tardío se registran en los granitos tipo S de Tres Lagunas y Moromoro de la Cordillera Real y el Cinturón Metamórfico de El Oro. Las milonitas de CS en estos plutones sugieren varios episodios de transpresión dextral (Litherland et en 1994) cuando América del Norte se separó del Sur América (Aspden et al 1992). Sin embargo, las anfibolitas de Piedras (221 + - 16Ma) dentro del Complejo Metamórfico El Oro sugieren un evento de colisión (Feininger, 1980) durante el cierre de una cuenca oceánica. Alternativamente, los granitos de tipo S podrían representar plutones de colisión, y las milonitas S-C podrían haberse formado a partir de entonces mediante procesos transpresionales. Este evento tectónico ha sido denominado Evento orogénico Moromoro (Litherland et al 1994).

Se estableció una trinchera en arco durante el Jurásico Medio interpretado a partir de la presencia de granitos cordilleranos Itype Zamora (171 + - 6 Ma y 180 a 152 Ma) y Abitagua (162 + - 1 Ma) (Litherland et en 1994). Dichos granitos eran coetáneos con extensión ensialica de arco posterior y deposición gruesa de lecho rojo intercalado con volcánicas bimodales. La zona de subducción puede haber estado situada a lo largo de la Falla Peltetec, donde se encuentran los interiores de metagabro cortado, metabasalto, serpentinita tremolítica foliada, dolerita spilitizada y rocas volcánicas. el conjunto puede representar un prisma de acreción. La subducción continuó en el S en el Complejo de Ofiolita El Oro, que contiene eclogita foliada (132 + -5 Ma) descrita por Feininger (1980). De hecho, esta deformación puede estar relacionada con una rotación de 110 ° en el sentido de las agujas del reloj del Bloque Amotape / Tahuin, seguida de un cizallamiento dextral antes del Neocomiano (Mourier et en 1988). Quizás el evento tectónico más importante en la evolución de los Andes ecuatorianos estuvo relacionado con el emplazamiento diacrónico de secuencias de arcos occánicos máficos a ultramáficos y arcos intraoceánicos de la Terraza Piton (Goossens et al., 1977; Feininger y Bristow, 1980: Lebratet). al.1987; Cosma et al., 1998). Este evento ha sido identificado como la Fase Peruana de la Orogenia Andina (Orogenia Peltetec) Los datos paleomagnéticos sugieren una rotación a gran escala (70) en el sentido de las agujas del reloj del Piñón Terrane (Roperch et al. 1987). A nivel regional, el atraque de este terreno alóctono estuvo acompañado por levantamiento del Cretácico Tardío y erosión de la proto Cordillera Real, como puede verse por la presencia de la molasa de la Formación Tena de finales del 1º Maastrichtiamage, y t por la inversión de medios septos en la Cuenca de Oriente (Marksteiner y Alemán. 1997) 7). Esta colisión, manifestada por un gran cizallamiento y empuje de rocas mesónicas en el Mesozoico Oriental en la Cordillera de Evi, fue acompañada por un metamorfismo de anfibolita superior de tipo Bar vian a facies de esquistos verdes y el reajuste de edades isotópicas (Litherlandet al. 1994). El principal Cretácico tardío seguro se localizó a lo largo de la Falla de Pupili, donde se emplazó un anc Bormal dupies o en la Cordillera Occidental, Hasement involucró una deformación que comenzó a intensificarse con teren intensites a lo largo de la Falla de Mangs del Océano Caliente del 1997). Esta colisión, manifestada por un gran cizallamiento y empuje de rocas mesozáicas en la Cordillera Oriental, fue acompañada por un metamorfismo de anfibolita superior de tipo barruviano en facies de esquistos verdes y el reajuste de edades isotópicas (Litherland et al, 1994). La principal saturación del Cretácico Tardío se ubicó a lo largo del Pujili Faalt donde se emplazó un dúplex antiformal de rocas alóctonas en la Cordillera Occidental. La deformación del sótano comenzó y continuó con diferenciación a lo largo del Plio-Pleistoceno. Sin embargo, al W de la Falla, se emplazó una pila de napas con base cristalina. Hacia el S, en la Cuenca Celica-Lancones, el evento orogénico está representado por un cambio abrupto en la procedencia de una procedencia predominantemente voicatética de las formaciones Alamur y El Naranjo al conglomerado derivado del sótano de la Formación Cesanga.

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