Tectonica de placas 2 julloa

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Tectonica de placas 2 julloa

  1. 1. Jaime Daniel Ulloa Lamán
  2. 2. 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 divergentesxi. Mineralización asociada a placas convergentesxii. Petróleo y tectónica de placasxiii. Tectónica de placas en ecuador
  3. 3. Es una sustancia de origen natural con estructura internaordenada y composición química dentro de rango definido.Los minerales pueden ser de uso práctico para lahumanidad, ya sea por sus propiedades como mineral, obien para la extracción de elemento(s) particular(es) comopor 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.
  4. 4. Los minerales de interés para su explotación son deocurrencia natural, asociados a procesos y ambientesgeológicos específicos según tipo.Un depósito mineral o yacimiento es una zona o cuerpo deconcentración de recursos minerales.Una Mina es un yacimiento en el cual es posible realizar laextracción de un mineral o elemento con un beneficioeconómico.Para elementos de interes los minerales que lo contienense denominan mena, minerales de los cuales es posibleextraer un metal con un beneficio económico.Ley es un valor cuantitativo de un elemento en una rocacon mineral de mena (ej. 1.2% Cu => 12 Kg de Cu por tonde roca).
  5. 5. Los depósitos minerales son el producto de procesosgeológicos concentradores ya sea endógenos o exógenosa 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 deun origen de los elementos y de una serie de procesosque conduzcan a la concentración de ellos.
  6. 6. 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
  7. 7. Anticlinala) el centro es una eje de simetríab) los dos lados del anticlinal muestran direcciones (deinclinación) diferentes.c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos.d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratoshorizontales)e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos enlos flancos los más jóvenes.
  8. 8. Anticlinales
  9. 9. • Sinclinala) el centro es una eje de simetríab) los dos lados del sinclinal muestran direcciones (deinclinación) diferentes (opuestos; 180º).c) los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo.d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratoshorizontales)e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en losflancos los más antiguos.
  10. 10. Sinclinal
  11. 11. 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.
  12. 12. 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
  13. 13. FallasFalla es una ruptura de un estrato rocoso debido a unesfuerzo en la que se puede observar un desplazamiento. Sino hay desplazamiento decimos que hay una diaclasa, y si noatraviesa la roca decimos que es una fisura.Si el desplazamiento no consigue romper los estratos pero hayuna acentuación significativa y brusca del buzamiento de losestratos, estirados y adelgazados, se llama flexión. La falla puede formarse por compresión, al sobre pasar elesfuerzo el límite de elasticidad de los materiales, o pordistensión, al relajar el esfuerzo aparece la fractura al norecuperarse el estado anterior.En una falla distinguimos: plano de falla, labio de falla obloque, línea de falla, salto o escarpe, sentido de falla
  14. 14. Tipos de fallasEn 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.
  15. 15. 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.
  16. 16. Fallas en función del buzamiento
  17. 17. Fallas De Desplazamiento De Rumbo Activas
  18. 18. 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.
  19. 19. 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 noisoquímico (cambia la composición de laroca). Se produce por la circulación defluidos hidrotermales en la proximidadesde un magma. Se producen intercambiosde iones entre la roca y el fluido,generando nuevos minerales. Un tipoespecial es el metamorfismo de fondo oceánico.
  20. 20. Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de laroca a la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química.Las más conocidas e interesantes desde el punto de vista minero sonlos denominados skarns , producidos por la interacción entre fluidosderivados de granitos, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas odolomías). Se forman así unas rocas de mineralogía especial, ricas ensilicatos cálcicos (epidota, anfíboles y piroxenos cálcicos, granatescálcicos), y que pueden contener concentraciones de mineralesmetálicos de interés económico: scheelita, casiterita, fluorita,calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites.
  21. 21. Yacimientos minerales asociados.Los principales yacimientos minerales de origen metamórfico, son losproducidos por metasomatismo en rocas calizas y se les denominayacimientos de tipo Skarn. Son abundantes las concentracionesde silicatos cálcicos.
  22. 22. Los factores del metamorfismo.En el metamorfismo se produce el cambio en una o varias de las condiciones de origende las rocas, presión, temperatura o composición 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).
  23. 23. Facies de alta presión: aumento de la presiónmanteniendo bajas temperaturas.Características de zonas de colisión continentalreciente, o del prisma de acreción en las zonasde subducción. Facies de Esquistos azules yEclogitas.Facies de alta temperatura: aumento de latemperatura y manteniendo bajas presiones.Características de las zonas próximas a unaintrusión plutónica (metamorfismo decontacto). Facies de Corneanas (epidóticas,hornbléndicas piroxénicas, y sanidínicas, segúnaumentamos la temperatura)Facies intermedias: aumento simultáneo depresión y temperatura. Características delmetamorfísmo regional. Facies de Zeolitas,Prehnita- Pumpellita, Esquistos verdes,Anfibolitas, y Granulitas.
  24. 24. Metamorfismo regional: Característicode las zonas orogénicas, ya sean desubducción o de colisión continental,afecta a grandes áreas de la corteza.Las rocas de metamorfismo regionalpresentan diferentes tipos detexturas laminadas (pizarrosidad,esquistosidad, bandeado) orientadasde orma perpendicular a la presión.
  25. 25. Metamorfismo de contacto: es un metamorfismode alta temperatura, que se produce en las rocasencajantes de un magma. En estas rocas seproduce una aureola de metamorfismo, másintenso cuanta mayor es la proximidad al magma.
  26. 26. 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 biológica: Debida a la Meteorización Química: debida a la actuación deactividad de los seres vivos. También los elementos químicos que componen latienen efectos mecánicos (raíces de las atmósfera. Se produce la alteración de losplantas, galerías, madrigueras) o minerales de la roca y la formación de nuevosquímicos (aumento de concentración de compuestos permitiendo su transporte enCO2 por fermentaciones, generación de disolución. Varía mucho según las zonas climáticas.ácidos por descomposición de materia Las reacciones más frecuentes son deorgánica). oxidación, carbonatación, disolución e hidratación.
  27. 27. 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.
  28. 28. Los yacimientos de origen magmático ya sea directo o distalcomprenden la mayoría de los depósitos minerales metálicos.La composición de magmas juega también un rol importante sobreel tipo de mineralización asociada, donde la composición demagmas es función en gran medida del ambiente tectónico en elcual es generado.Se entiende por magma a un sistema multicomponente desustancias en estado líquido, sólido y gaseoso.La fase líquida es la más predominante, constituida principalmentepor soluciones aluminosilicicatadas, acompañadas de iones librescomo Na, Ca, K, Mg entre otros. La fase sólida se conforma deolivinos, piroxenos plagioclasas y otros, diseminados en el líquido.La fase gaseosa está compuesta principalmente por agua ycantidades menores de CO2, HF, HCl, SO2, H2BO3, etc.
  29. 29. Clasificación De 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.
  30. 30. 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.
  31. 31. 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.
  32. 32. Tipos de Alteración Hidrotermal Alteración 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 Propilítica Caracterizada 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).
  33. 33. Tipos de Alteración Hidrotermal Alteración 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 Moderada Caracterizada 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
  34. 34. SEGMENTOS DE PLACA Y AMBIENTES (Modificado de Paton et al., 1995 e Ibáñez et al. 1997) Segmentos de PlacaInfluencia Ambiental Márgenes Tensionales Centro de Placa Márgenes CompresivosMateriales 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
  35. 35. 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
  36. 36. Las formas volcánicas dependen de las propiedades del magma,las cuales dependen de la composición química
  37. 37. • 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‘.
  38. 38. Magmatismo en los bordes convergentes:El magmatismo en los bordes convergentes es más variado. La subducción de lalitosfera oceánica produce, por el aumento de temperatura, su desaparición porfusión. La tendencia es que la composición de los magmas varíe con la distancia a lafosa al aumentar la profundidad de generación del magma. Así, según nos alejamosde la fosa, en el arco volcánico los magmas generados a 50 km de profundidad sonpobres en potasio (magmas toleíticos o basálticos), los originados entre 80 y 160km de profundidad tienen un contenido intermedio en potasio (magmascalcoalcalinos) 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 continuacorteza oceánica a partir de un magma de composición basáltica. También seencuentran manifestaciones hidrotermales denominadas húmeros negros (concontenido alto en sulfuros metálicos) y húmeros blancos (con contenido alto envolátiles).
  39. 39. Las rocas volcánicas, independientemente de su composición,se pueden agrupar por su formación en:•Piroclastos: fragmentos rocosos. Se trata del materialfundido que es lanzado al aire durante la actividad volcánica yque enfría al caer en forma de lluvia. Los trozos de pequeñotamaño son las cenizas volcánicas. Los de tamaño intermediose denominan lapilli o escorias (son parecidas a las de loshornos de fundición). Cuando adquieren mayor tamaño yaspecto redondeado se llaman bombas volcánicas.•Coladas de lava: materiales más o menos continuosformados tras el enfriamiento de la lava que fluye desde laboca de erupción. En ocasiones la lava se retuerce mientrasse enfría originando las lavas cordadas. La piedra pómez esuna variedad de lava particularmente esponjosa (es tan ligeraque flota en el agua). El vidrio volcánico se llama obsidiana.Tiene color oscuro y un brillo vítreo característico.
  40. 40. Las rocas filonianas se corresponden con cuerpos tabulares que se pueden ubicar en laperiferia de un plutón o bien bajo un volcán (complejo subvolcánico). Por su disposiciónse denominan:* Diques: Se introducen a través de fracturas, solidificando en su interior. No presentanninguna 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 elinterior 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 sepresenta interestratificado (intercalado entre estratos sedimentarios).
  41. 41. 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.En las rocas plutónicas se pueden encontrar diseminados de mineralesmetálicos (yacimientos de segregación). En la etapa pegmátitica seencuentran yacimientos de micas, turmalina, circones, fluorita, casiterita, ourarinita, y en la etapa hidrotermal, oro, sulfuros metálicos (pirita, galena,calcopirita, cinabrio, etc), siderita y calcita.
  42. 42. • 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.
  43. 43. • 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).
  44. 44. • 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.
  45. 45. El grosor de los sedimentos marinos aumenta en la función de la distancia al ejede la dorsal, así como su edad. Las zonas de divergencia se convierten en grandescuencas de depositación de los sedimentos acarreados por el agua que seencuentran en suspensión o disolución
  46. 46. Ecosistemas de los húmeros:La presencia de estas manifestaciones hidrotermales hapermitido, en las proximidades de las dorsales, lainstalación de ecosistemas en las que el nivel deproductores está constituido por organismosquimiosintéticos (no fotosintéticos), que obtienen suenergía de reducir los sulfuros aportados por estas fuentes.Son ecosistemas aislados y de una alta productividad y susorganismos evolucionan de forma original.
  47. 47. Etapa Proto-oceánicaLitofacies• 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
  48. 48. El cretácico superior:Fue una época de grandes cambios, la inestabilidad tectónicase incrementó, con numerosas etapas transgresivas separadaspor regresiones relativas que se suceden entre los 100 y los 75m. , que en su máximo, casi un 40 % de los continentes quedóbajo el mar. Las Huellas de este episodio son universales.Como el mar Cretácico era muy cálido, se formaron enormesplataformas de carbonatos que la erosión posterior haconvertido en espectaculares acantilados calcáreos. Allí seprodujeron enormes depósitos de creta, con espesores devarios cientos de metros. Representa un ambiente dedeposición excepcional ya que se trata de sedimentos concaracterísticas pelágicas (75% de sus componentes sonplanctónicos) aunque originado en un mar somero, contemperaturas templadas.
  49. 49. El cretácico superior:A lo largo del borde pacífico americano predominó un ambiente desubducción que generó una gran inestabilidad tectónica. En América delSur se intensificó el diastrofismo iniciado durante el Jurásicoprincipalmente en su margen occidental, con importante actividadvolcánica. La parte principal de dicho proceso coincidió con la iniciaciónde la Orogenia Andina.Aproximadamente en estos tiempos tuvo lugar la separación definitivaentre América del Sur y África formándose la cuenca del Atlántico Sur y elcontinente sudamericano comenzó una deriva hacia el oeste avanzandosobre la zona de subducción adyacente con importantes fenómenoscompresivos. A diferencia de lo acontecido en la costa pacífica, en el ladooriental prevalecieron las acciones distensivas producidas en relación conla extensión de la ruptura atlántica, las que motivaron la formación decuencas de rift y el surgimiento de grandes volúmenes de lavas.En América del Norte y del Sur se forman las Montañas Rocosas y losAndes, son consecuencia de la deriva de esos continentes hacia el Oestey los empujes de las placas Pacífica Cocos y de Nazca hacia el Este. Conlos continentes separados, la vida animal y vegetal, empezó adesarrollarse de forma diferente en distintos lugares.
  50. 50. Zonas de colisión continental: El metamorfismo regional de estas zonas,presenta una gran complejidad, puesto que puede mostrar característicasheredadas del periodo de subducción. Debido al proceso de colisión, en unprimer momento se produce un metamorfismo de alta presión debido alapilamiento de grandes escamas tectónicas. Con posterioridad, comienza aproducirse un aumento de la temperatura, variando las condiciones delmetamorfismo, que puede llegar a borrar las huellas del los anteriores.
  51. 51. Zonas de Subducción: Se van a generar doscinturones metamórficos, uno en facies de altapresión, más próximo a la fosa, en el prisma deacreción de la placa que no subduce, y otro enfacies alta temperatura por metamorfismo decontacto, alrededor de los magmas generadospor la fusión de la placa que subduce.
  52. 52. Es una gran acumulación desedimentos deformados que seacumulan en forma de cuña en unazona de subducción en un borde prisma de acreciónconvergente de placas tectónicas. Enesta zona los sedimentos sonarrancados de la corteza oceánica ensubducción y acrecionados al bloquede corteza continental o mixta. Lossedimentos apilados se acomodan encabalgamientos que frecuentementeabarcan láminas y fragmentos decorteza oceánica.
  53. 53. Complejos de intemperismo:La acción de la meteorización durante largo tiempo, en zonasdonde no se verifican otros fenómenos como la erosión, traecomo consecuencia la formación de complejos de intemperismoque gozan de importancia económica pues constituyenyacimientos de minerales explotables. Los más importantes sonlateritas y bauxitas, y de menor entidad los yacimientos de"gossan" y caolín, que son también consecuencia de lameteorización.Las lateritas y bauxitas corresponden en realidad a un tipoparticular de suelo, desarrollados en climas tropicales ytopografía plana, que favorece la permanencia del agua en elsuelo, y retardar los procesos erosivos sobre el mismo.
  54. 54. Las lateritas son horizontes edáficosenriquecidos en óxidos e hidróxidos de hierro,como consecuencia de la meteorización químicade una roca con rica en hierro, generalmentesobre rocas ígneas básicas o ultrabásicas (conminerales ferromagnesianos como el olivino o elpiroxeno). La hidrólisis de sus minerales da lugara la formación de hidróxidos y óxidos de hierro(goethita, lepidocrocita, hematites), a menudoacompañados de cuarzo e hidróxidos dealuminio 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.
  55. 55. lateritización de la roca: es el proceso que se encuentra entre los granitos pan de azúcar
  56. 56. Las monteras de hierro o "gossan" son losmantos de alteración de algunos yacimientosde sulfuros: cuando estos quedan sometidosa la acción de la intemperie, sufren una seriede procesos meteorización. En su partesuperior existe de una zona de oxidación conhidróxidos de hierro y concentración de oro yla plata en los sulfuros y bajo esta, una zonade cementación, por debajo del nivelfreático, en la que se producenenriquecimientos en sulfuros de cobre(calcosina y covellina). yacimientos de caolín que se originan sobre rocas ígneas fuertemente alteradas, por meteorización de los feldespatos.
  57. 57. Se clasifican según su temperatura de formación (que suele estarentre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menorproximidad a la roca ígnea de la que derivan. No es unaclasificación rigurosa, ya que no siempre es posible determinar conexactitud la temperatura a la que se han formado, ni la distancia ala roca ígnea de la que derivan, que puede no reconocerse, o puedeser difícil de establecer con precisión entre varias próximas.
  58. 58. Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía, pero ésta puede sertan variada que invalida cualquier intento de clasificación sistemática en este sentido.Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por cuarzoy/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 deinterés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas) que pueden estarpresentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar barita, fluorita , yminerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena, cobres grises(tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-pirargirita), cinabrio, y unlargo etcétera de minerales, entre los que se encuentran también la plata y el oronativos.Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la roca, quesuelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy variables (filones ensentido estricto). Otras morfologías incluyen el entrecruzado de vetillas (stockwork) ylas diseminaciones de mineral, características ambas de los yacimientos de tipopórfido cuprífero. Las texturas son características de la cristalización en espaciosabiertos: geodas, drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares, etc.De entre los distintos tipos de yacimientos hidrotermales, destacaremos dos tipos porsu importancia económica: los yacimientos de pórfidos cupríferos (+/- Mo) y losepitermales de metales preciosos (Au , Ag), las mineralizaciones filonianas de metalesde base (Pb-Zn-Cu), y de estaño-wolframio .
  59. 59. Oro orogénicoDurante varias décadas el estudio del origen de los depósitos minerales haocupado un campo de las investigaciones geológicas y mineras, en especial lasmineralizaciones auríferas correspondientes a los denominados depósitos deoro mesotermal, también conocidos como venas de cuarzo y oro, “MotherLode”, Filones de oro arcaico (Alldrick, 1996).Los depósitos se forman en zonas de fracturas como respuesta a la colisión deterrenos. 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 sonconducidos tectónica o sísmicamente por un ciclo de acumulación de presión,posteriormente liberada en la apertura de fallas, sellamiento y repetición delproceso (Sibson et al., 1988).Se ha comprobado una asociación directa entre la mineralización y fallasinversas de alto ángulo. Las fracturas son el medio de transporte de lassoluciones mineralizadas, y en ellas se dan las condiciones fisicoquímicas para laprecipitación del oro. De esta manera aparece un modelo estructuraldominante.
  60. 60. Modelo generalizado de losestilos estructurales deprecipitación de metales endepósitos vetíticos de oro. Estilode mineralización vetíticaacorde con la profundidad y latemperatura de formación.Estas particularidades propicianlas condiciones físico-químicasde precipitación, sucediendovarios tipos de figurasestructurales. La zona dúctilfrágil está muy relacionada conlos depósitos de oro.
  61. 61. Esquema general del evento de colisión deterrenos, la desarticulación de una zona desubducción y la creación del sistema de fallasprofundas que alcanzan a provocar la fusiónparcial en la base del arco, el ascenso devolátiles y la precipitación de metales endepósitos vetíticos de oroSi tales fluidos con sulfuros migran a través defracturas, cuando éstas se ponen en contactocon zonas de fallas mayores son capaces detransportar oro lixiviado, que es depositado enfallas secundarias a niveles corticales delorógeno levantado
  62. 62. Modelo esquemático del complejo tectonomagmático de postcolisión y su implicación enla génesis de oro vetítico. Obsérvese lacorrespondencia con los regímenes detranspresión.
  63. 63. Distribución de las provincias de oro en América con relación a su edad y contenido demetal. Algunas de ellas corresponden a los tipos de oro orogénico tales como cinturón deoro de Juneau, Alaska, Cordillera del Este en Perú y Sierra Pampeana en Argentina.
  64. 64. Distribución de las provincias de oro en elplaneta con relación a su edad y relacionadascon orógenos de colisión.
  65. 65. Un ejemplo de evento de oro orogénico en Colombia.
  66. 66. • 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).
  67. 67. • 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.
  68. 68. • 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).
  69. 69. 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.
  70. 70. 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.
  71. 71. Mapa de ubicación de la Cuenca Oriente en los Andes centrales yseptentrionales.
  72. 72. 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.
  73. 73. Mapa morfo-estructural de la Cuenca Oriente y ubicación de lasprincipales estructuras petrolíferas.
  74. 74. 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).
  75. 75. Mapa y sección estructural dela Cuenca Oriente con sus tres corredores estructurales - petrolíferos.
  76. 76. Columna tectóno- estratigráfica y eventos geodinámicos quecontrolaron el desarrollode la Cuenca Oriente y desus sistemas petrolíferos.
  77. 77. 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.
  78. 78. GEOLOGÍA REGIONALMarco EstructuralEstudios 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.
  79. 79. GEOLOGÍA REGIONALMarco Estructural1) 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.
  80. 80. GEOLOGÍA REGIONALMarco Estructural2) 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.
  81. 81. GEOLOGÍA REGIONALMarco Estructural3) 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.
  82. 82. 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.)
  83. 83. Estructura Bermejo (facies sísmicas del pre-Aptense).
  84. 84. Estructura Sacha-Shushufindi (facies sísmicas del pre-Aptense).
  85. 85. 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 volcánicasSecuencia de la formación de una zona de subducciónpor colisión de una placa oceánica contra unacontinental (ejemplo, subducción Perú-Chile). Diagrama ilustrando el proceso de subducción en la costa de Perú y Chile.
  86. 86. Cordillera submarina de CarnegieLa Cordillera submarina de Carnegie es unadorsal asísmica ubicada en el océano Pacíficoentre las costas de Ecuador y las islasGalápagos. La cordillera de Carnegie es deorigen volcánico y es resultado delmovimiento de la placa de Nazca por sobreel punto caliente de Galápagos, el mismoque hoy en día genera el volcanismo en lasislas Galápagos. 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.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 yFernandina, están todavía en proceso de formación, habiéndose registrado la erupciónvolcánica más reciente en 2009.
  87. 87. La dorsal de Nazca es una dorsal asísmica quecorre en dirección suroeste-noreste ubicada enla placa de Nazca frente a las costas de Perú yChile. Actualmente la dorsal de Nazca estasiendo subducida bajo la placa Sudamericanaen las costas del sur del Perú. La dorsal seeleva 1500 metros sobre el fondo del océano ytiene más de 1000 km de largo y 200 km deancho.A la migración del punto de subddución de ladorsal de Nazca se le asocia a una subsidenciade las zonas costeras del Perú por donde ya hapasado. Las llanuras de Ica y Pisco, quecorresponden a antiguas terrazas marinas, seencuentran elevadas por sobre el nivel del mardebido a que están por encima de la dorsalsubducida.La fosa de Perú-Chile, también conocida como la fosa deAtacama, delinea el contacto entre la litósfera oceánicade la placa de Nazca y la litósfera continental de la placaSudamericana. Tiene 8065 m de profundidad.
  88. 88. 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.
  89. 89. 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.
  90. 90. • 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.
  91. 91. • 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.
  92. 92. 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).
  93. 93. • 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.
  94. 94. Modelo Tectónico de Subducción (mapa geológico)
  95. 95. Modelo Tectónico de Subducción
  96. 96. Modelo Tectónico de Subducción
  97. 97. Norte
  98. 98. Centro
  99. 99. Sur
  100. 100. 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.
  101. 101. Contexto Geodinámico
  102. 102. • 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).
  103. 103. 5. Período del Pleistoceno Medio (Fig. 5.4.e): El Nortecomienza a levantar el bloque de Bahía,.La elevación de estebloque se deforma localmente bloque de Portoviejo, a lo largode la falla-Rocafuerte, Flavio Alfaro. El cono de Santo Domingomigrar hacia el norte (PV Maldonado). La Península de Mantaempieza 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 fallasJama se extiende a NE (Cristóbal Colón). La obra de Westagujero de Jipijapa Jipijapa contribuye a la elevación masivade la península de Manta.7. Pleistoceno (Fig. 5.4.g): El bloque se levanta Manta (lainteracción entre los sistemas de fallas y Jipijapa JAMA). Elbloque de Mache - Rioverde (antiform) continúa sulevantamiento. Punta Galera comienza a emerger a través dela Galera del Rift.8. Pleistoceno - presente (Fig. 5.4.h): La cuenca del ríoEsmeraldas (norte) y Río Guayas (Sur) emerge. El ríoEsmeraldas, llegó a su curso actual después de haber sidodesviado hacia el norte, poco a poco hacia la derecha yempujados por la conmoción de los bloques de Bahía yPortoviejo-Jama. Bloque Mache - Rioverde emerge a travésdel juego de un sistema de fallas NE-SW que termina con unNNW-SSE en Rioverde. El cono de Santo Domingo (sección PVMaldonado) comienza a ser erosionado por los afluentes delrío Esmeraldas.

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