2. i. Fundamento de la teoría
ii. El magnetismo y los limites de las placas tectónicas
iii. Placas estables y limites activos
iv. Dirección del movimiento en los limites de las placas
v. Causa de la tectónica de placas
vi. El manto que arrastra las placas
vii. Las placas que arrastran el manto
viii. Plumas termales que mueven las placas y originan
puntos calientes
ix. Tectónica de placas y recursos minerales
x. Mineralización asociada a placas divergentes
xi. Mineralización asociada a placas convergentes
xii. Petróleo y tectónica de placas
xiii. Tectónica de placas en ecuador
3.
4. Es una sustancia de origen natural con estructura interna
ordenada y composición química dentro de rango definido.
Los minerales pueden ser de uso práctico para la
humanidad, ya sea por sus propiedades como mineral, o
bien para la extracción de elemento(s) particular(es) como
por ejemplo los metales (mineral de mena).
Los recursos minerales se dividen en tres grandes familias,
los metálicos, los no-metálicos y los energéticos.
i. Metálicos: minerales de mena de los cuales se obtienen
metales de interés.
ii. No-metálicos: minerales empleados directamente en
procesos industriales, tecnológicos, construcción, etc.
iii. Recursos energéticos: petróleo, gas natural, carbón,
uranio, etc.
5. Los minerales de interés para su explotación son de
ocurrencia natural, asociados a procesos y ambientes
geológicos específicos según tipo.
Un depósito mineral o yacimiento es una zona o cuerpo de
concentración de recursos minerales.
Una Mina es un yacimiento en el cual es posible realizar la
extracción de un mineral o elemento con un beneficio
económico.
Para elementos de interes los minerales que lo contienen
se denominan mena, minerales de los cuales es posible
extraer un metal con un beneficio económico.
Ley es un valor cuantitativo de un elemento en una roca
con mineral de mena (ej. 1.2% Cu => 12 Kg de Cu por ton
de roca).
6. Los depósitos minerales son el producto de procesos
geológicos concentradores ya sea endógenos o exógenos
a los cuales se asocia fraccionamiento geoquímico.
Entre estos procesos destacan los magmáticos,
magmáticos hidrotermales, hidrotermales,
volcanogénicos exhalativos, sedimentario exhalativos,
metamórficos y sedimentarios.
Para la generación de un deposito mineral se requiere de
un origen de los elementos y de una serie de procesos
que conduzcan a la concentración de ellos.
7. 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
8. Anticlinal
a) el centro es una eje de simetría
b) los dos lados del anticlinal muestran direcciones (de
inclinación) diferentes.
c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos.
d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos
horizontales)
e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.
f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos en
los flancos los más jóvenes.
10. • Sinclinal
a) el centro es una eje de simetría
b) los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de
inclinación) diferentes (opuestos; 180º).
c) los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo.
d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos
horizontales)
e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.
f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en los
flancos los más antiguos.
12. 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.
13. 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
14. Fallas
Falla es una ruptura de un estrato rocoso debido a un
esfuerzo en la que se puede observar un desplazamiento. Si
no hay desplazamiento decimos que hay una diaclasa, y si no
atraviesa la roca decimos que es una fisura.
Si el desplazamiento no consigue romper los estratos pero hay
una acentuación significativa y brusca del buzamiento de los
estratos, estirados y adelgazados, se llama flexión.
La falla puede formarse por compresión, al sobre pasar el
esfuerzo el límite de elasticidad de los materiales, o por
distensión, al relajar el esfuerzo aparece la fractura al no
recuperarse el estado anterior.
En una falla distinguimos: plano de falla, labio de falla o
bloque, línea de falla, salto o escarpe, sentido de falla
15. Tipos de fallas
En función de la inclinación del plano de falla
• Falla normal: plano de falla vertical o inclinado
hacia el labio hundido. Implica tectogénesis
distensiva.
• Falla inversa o cabalgante: plano de falla vertical
o inclinado hacia el labio levantado. Implica
tectogénesis compresiva.
16. 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.
19. 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.
20.
21. Metamorfismo dinámico: En zonas de
falla se produce en niveles superiores
la trituración mecánica de las rocas en
contacto, produciéndose una roca
característica, denominada brecha de
falla.
En niveles inferiores, aumenta la
temperatura
y la circulación de fluidos, y con ellos la
recristalización. Se originan unas rocas
foliadas denominadas milonitas.
Metasomatismo: Es un metamorfismo no
isoquímico (cambia la composición de la
roca). Se produce por la circulación de
fluidos hidrotermales en la proximidades
de un magma. Se producen intercambios
de iones entre la roca y el fluido,
generando nuevos minerales. Un tipo
especial es el metamorfismo
de fondo oceánico.
22. Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de la
roca a la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química.
Las más conocidas e interesantes desde el punto de vista minero son
los denominados skarns , producidos por la interacción entre fluidos
derivados de granitos, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas o
dolomías). Se forman así unas rocas de mineralogía especial, ricas en
silicatos cálcicos (epidota, anfíboles y piroxenos cálcicos, granates
cálcicos), y que pueden contener concentraciones de minerales
metálicos de interés económico: scheelita, casiterita, fluorita,
calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites.
23. Yacimientos minerales asociados.
Los principales yacimientos minerales de origen metamórfico, son los
producidos por metasomatismo en rocas calizas y se les denomina
yacimientos de tipo Skarn. Son abundantes las concentraciones
de silicatos cálcicos.
24. Los factores del metamorfismo.
En el metamorfismo se produce el cambio en una o varias de las condiciones de origen
de las rocas, presión, temperatura o composición
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).
25. Facies de alta presión: aumento de la presión
manteniendo bajas temperaturas.
Características de zonas de colisión continental
reciente, o del prisma de acreción en las zonas
de subducción. Facies de Esquistos azules y
Eclogitas.
Facies de alta temperatura: aumento de la
temperatura y manteniendo bajas presiones.
Características de las zonas próximas a una
intrusión plutónica (metamorfismo de
contacto). Facies de Corneanas (epidóticas,
hornbléndicas piroxénicas, y sanidínicas, según
aumentamos la temperatura)
Facies intermedias: aumento simultáneo de
presión y temperatura. Características del
metamorfísmo regional. Facies de Zeolitas,
Prehnita- Pumpellita, Esquistos verdes,
Anfibolitas, y Granulitas.
26.
27. Metamorfismo regional: Característico
de las zonas orogénicas, ya sean de
subducción o de colisión continental,
afecta a grandes áreas de la corteza.
Las rocas de metamorfismo regional
presentan diferentes tipos de
texturas laminadas (pizarrosidad,
esquistosidad, bandeado) orientadas
de orma perpendicular a la presión.
28. Metamorfismo de contacto: es un metamorfismo
de alta temperatura, que se produce en las rocas
encajantes de un magma. En estas rocas se
produce una aureola de metamorfismo, más
intenso cuanta mayor es la proximidad al magma.
29. 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 de
actividad de los seres vivos. También los elementos químicos que componen la
tienen efectos mecánicos (raíces de las atmósfera. Se produce la alteración de los
plantas, galerías, madrigueras) o minerales de la roca y la formación de nuevos
químicos (aumento de concentración de compuestos permitiendo su transporte en
CO2 por fermentaciones, generación de disolución. Varía mucho según las zonas climáticas.
ácidos por descomposición de materia Las reacciones más frecuentes son de
orgánica). oxidación, carbonatación, disolución e hidratación.
30.
31. 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.
32. Los yacimientos de origen magmático ya sea directo o distal
comprenden la mayoría de los depósitos minerales metálicos.
La composición de magmas juega también un rol importante sobre
el tipo de mineralización asociada, donde la composición de
magmas es función en gran medida del ambiente tectónico en el
cual es generado.
Se entiende por magma a un sistema multicomponente de
sustancias en estado líquido, sólido y gaseoso.
La fase líquida es la más predominante, constituida principalmente
por soluciones aluminosilicicatadas, acompañadas de iones libres
como Na, Ca, K, Mg entre otros. La fase sólida se conforma de
olivinos, piroxenos plagioclasas y otros, diseminados en el líquido.
La fase gaseosa está compuesta principalmente por agua y
cantidades menores de CO2, HF, HCl, SO2, H2BO3, etc.
33. 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.
34. 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.
35. 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.
36.
37. 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).
38. 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
39. SEGMENTOS DE PLACA Y AMBIENTES
(Modificado de Paton et al., 1995 e Ibáñez et al. 1997)
Segmentos de Placa
Influencia Ambiental Márgenes Tensionales Centro de Placa Márgenes Compresivos
Materiales litosféricos Basáltico Granito Mixto
Macrotopografía Abrupta con plataformas Suave Abrupta (gran montaña)
Vulcanismo Activo no-explosivo Ausente Explosivo
Sismicidad Localizada Débil Regionalmente Intensa
Edafodiversidad Baja-Media Baja-media Alta
40. 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
41.
42. Las formas volcánicas
dependen de las propiedades del magma,
las cuales dependen de la composición química
43.
44. • 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‘.
45. Magmatismo en los bordes convergentes:
El magmatismo en los bordes convergentes es más variado. La subducción de la
litosfera oceánica produce, por el aumento de temperatura, su desaparición por
fusión. La tendencia es que la composición de los magmas varíe con la distancia a la
fosa al aumentar la profundidad de generación del magma. Así, según nos alejamos
de la fosa, en el arco volcánico los magmas generados a 50 km de profundidad son
pobres en potasio (magmas toleíticos o basálticos), los originados entre 80 y 160
km de profundidad tienen un contenido intermedio en potasio (magmas
calcoalcalinos) y los generados 300 kms de profundidad son ricos en potasio
(magmas ultraalcalinos).
Magmatismo en los bordes divergentes: En las dorsales se crea de forma continua
corteza oceánica a partir de un magma de composición basáltica. También se
encuentran manifestaciones hidrotermales denominadas húmeros negros (con
contenido alto en sulfuros metálicos) y húmeros blancos (con contenido alto en
volátiles).
46. Las rocas volcánicas, independientemente de su composición,
se pueden agrupar por su formación en:
•Piroclastos: fragmentos rocosos. Se trata del material
fundido que es lanzado al aire durante la actividad volcánica y
que enfría al caer en forma de lluvia. Los trozos de pequeño
tamaño son las cenizas volcánicas. Los de tamaño intermedio
se denominan lapilli o escorias (son parecidas a las de los
hornos de fundición). Cuando adquieren mayor tamaño y
aspecto redondeado se llaman bombas volcánicas.
•Coladas de lava: materiales más o menos continuos
formados tras el enfriamiento de la lava que fluye desde la
boca de erupción. En ocasiones la lava se retuerce mientras
se enfría originando las lavas cordadas. La piedra pómez es
una variedad de lava particularmente esponjosa (es tan ligera
que flota en el agua). El vidrio volcánico se llama obsidiana.
Tiene color oscuro y un brillo vítreo característico.
47. Las rocas filonianas se corresponden con cuerpos tabulares que se pueden ubicar en la
periferia de un plutón o bien bajo un volcán (complejo subvolcánico). Por su disposición
se denominan:
* Diques: Se introducen a través de fracturas, solidificando en su interior. No presentan
ninguna relación geométrica con las rocas encajantes.
•Sill: Se presentan inyectados en superficies de estratificación de rocas sedimentarias
(interestratificados).
Las rocas plutónicas son grandes masas de rocas magmáticas que han solidificado en el
interior de la corteza y reciben diferentes nombres según las dimensiones de la intrusión:
* Batolito: Masa plutónica de grandes dimensiones.
* Lacolito: De menor tamaño, unido por un conducto a un batolito, a veces se
presenta interestratificado (intercalado entre estratos sedimentarios).
48. 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 minerales
metálicos (yacimientos de segregación). En la etapa pegmátitica se
encuentran yacimientos de micas, turmalina, circones, fluorita, casiterita, o
urarinita, y en la etapa hidrotermal, oro, sulfuros metálicos (pirita, galena,
calcopirita, cinabrio, etc), siderita y calcita.
49.
50. • 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.
51. • 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).
52.
53. • 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.
54.
55. El grosor de los sedimentos marinos aumenta en la función de la distancia al eje
de la dorsal, así como su edad. Las zonas de divergencia se convierten en grandes
cuencas de depositación de los sedimentos acarreados por el agua que se
encuentran en suspensión o disolución
56. Ecosistemas de los húmeros:
La presencia de estas manifestaciones hidrotermales ha
permitido, en las proximidades de las dorsales, la
instalación de ecosistemas en las que el nivel de
productores está constituido por organismos
quimiosintéticos (no fotosintéticos), que obtienen su
energía de reducir los sulfuros aportados por estas fuentes.
Son ecosistemas aislados y de una alta productividad y sus
organismos evolucionan de forma original.
57. Etapa Proto-oceánica
Litofacies
• 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
58.
59.
60. El cretácico superior:
Fue una época de grandes cambios, la inestabilidad tectónica
se incrementó, con numerosas etapas transgresivas separadas
por regresiones relativas que se suceden entre los 100 y los 75
m. , que en su máximo, casi un 40 % de los continentes quedó
bajo el mar. Las Huellas de este episodio son universales.
Como el mar Cretácico era muy cálido, se formaron enormes
plataformas de carbonatos que la erosión posterior ha
convertido en espectaculares acantilados calcáreos. Allí se
produjeron enormes depósitos de creta, con espesores de
varios cientos de metros. Representa un ambiente de
deposición excepcional ya que se trata de sedimentos con
características pelágicas (75% de sus componentes son
planctónicos) aunque originado en un mar somero, con
temperaturas templadas.
61. El cretácico superior:
A lo largo del borde pacífico americano predominó un ambiente de
subducción que generó una gran inestabilidad tectónica. En América del
Sur se intensificó el diastrofismo iniciado durante el Jurásico
principalmente en su margen occidental, con importante actividad
volcánica. La parte principal de dicho proceso coincidió con la iniciación
de la Orogenia Andina.
Aproximadamente en estos tiempos tuvo lugar la separación definitiva
entre América del Sur y África formándose la cuenca del Atlántico Sur y el
continente sudamericano comenzó una deriva hacia el oeste avanzando
sobre la zona de subducción adyacente con importantes fenómenos
compresivos. A diferencia de lo acontecido en la costa pacífica, en el lado
oriental prevalecieron las acciones distensivas producidas en relación con
la extensión de la ruptura atlántica, las que motivaron la formación de
cuencas de rift y el surgimiento de grandes volúmenes de lavas.
En América del Norte y del Sur se forman las Montañas Rocosas y los
Andes, son consecuencia de la deriva de esos continentes hacia el Oeste
y los empujes de las placas Pacífica Cocos y de Nazca hacia el Este. Con
los continentes separados, la vida animal y vegetal, empezó a
desarrollarse de forma diferente en distintos lugares.
62. Zonas de colisión continental: El metamorfismo regional de estas zonas,
presenta una gran complejidad, puesto que puede mostrar características
heredadas del periodo de subducción. Debido al proceso de colisión, en un
primer momento se produce un metamorfismo de alta presión debido al
apilamiento de grandes escamas tectónicas. Con posterioridad, comienza a
producirse un aumento de la temperatura, variando las condiciones del
metamorfismo, que puede llegar a borrar las huellas del los anteriores.
63. Zonas de Subducción: Se van a generar dos
cinturones metamórficos, uno en facies de alta
presión, más próximo a la fosa, en el prisma de
acreción de la placa que no subduce, y otro en
facies alta temperatura por metamorfismo de
contacto, alrededor de los magmas generados
por la fusión de la placa que subduce.
64. Es una gran acumulación de
sedimentos deformados que se
acumulan en forma de cuña en una
zona de subducción en un borde prisma de acreción
convergente de placas tectónicas. En
esta zona los sedimentos son
arrancados de la corteza oceánica en
subducción y acrecionados al bloque
de corteza continental o mixta. Los
sedimentos apilados se acomodan en
cabalgamientos que frecuentemente
abarcan láminas y fragmentos de
corteza oceánica.
65. Complejos de intemperismo:
La acción de la meteorización durante largo tiempo, en zonas
donde no se verifican otros fenómenos como la erosión, trae
como consecuencia la formación de complejos de intemperismo
que gozan de importancia económica pues constituyen
yacimientos de minerales explotables. Los más importantes son
lateritas y bauxitas, y de menor entidad los yacimientos de
"gossan" y caolín, que son también consecuencia de la
meteorización.
Las lateritas y bauxitas corresponden en realidad a un tipo
particular de suelo, desarrollados en climas tropicales y
topografía plana, que favorece la permanencia del agua en el
suelo, y retardar los procesos erosivos sobre el mismo.
66. Las lateritas son horizontes edáficos
enriquecidos en óxidos e hidróxidos de hierro,
como consecuencia de la meteorización química
de una roca con rica en hierro, generalmente
sobre rocas ígneas básicas o ultrabásicas (con
minerales ferromagnesianos como el olivino o el
piroxeno). La hidrólisis de sus minerales da lugar
a la formación de hidróxidos y óxidos de hierro
(goethita, lepidocrocita, hematites), a menudo
acompañados de cuarzo e hidróxidos de
aluminio y manganeso
Las bauxitas son muy similares a las lateritas, pero
enriquecidas en hidróxidos de aluminio, debido a que
se forman sobre rocas ricas en este elemento. Los
minerales que forman las bauxitas son bohemita,
diasporo y gibsita, a menudo acompañados de
hidróxidos y óxidos de hierro y minerales arcillosos,
fundamentalmente caolinita.
67. lateritización de la roca: es el proceso que se encuentra entre los granitos pan de azúcar
68. Las monteras de hierro o "gossan" son los
mantos de alteración de algunos yacimientos
de sulfuros: cuando estos quedan sometidos
a la acción de la intemperie, sufren una serie
de procesos meteorización. En su parte
superior existe de una zona de oxidación con
hidróxidos de hierro y concentración de oro y
la plata en los sulfuros y bajo esta, una zona
de cementación, por debajo del nivel
freático, en la que se producen
enriquecimientos en sulfuros de cobre
(calcosina y covellina).
yacimientos de caolín que se originan sobre
rocas ígneas fuertemente alteradas, por
meteorización de los feldespatos.
69. Se clasifican según su temperatura de formación (que suele estar
entre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menor
proximidad a la roca ígnea de la que derivan. No es una
clasificación rigurosa, ya que no siempre es posible determinar con
exactitud la temperatura a la que se han formado, ni la distancia a
la roca ígnea de la que derivan, que puede no reconocerse, o puede
ser difícil de establecer con precisión entre varias próximas.
70. Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía, pero ésta puede ser
tan variada que invalida cualquier intento de clasificación sistemática en este sentido.
Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por cuarzo
y/o carbonatos diversos, entre los que cabe destacar calcita, dolomita, y siderita,
minerales que suelen constituir la ganga o parte no explotable en los yacimientos de
interés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas) que pueden estar
presentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar barita, fluorita , y
minerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena, cobres grises
(tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-pirargirita), cinabrio, y un
largo etcétera de minerales, entre los que se encuentran también la plata y el oro
nativos.
Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la roca, que
suelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy variables (filones en
sentido estricto). Otras morfologías incluyen el entrecruzado de vetillas (stockwork) y
las diseminaciones de mineral, características ambas de los yacimientos de tipo
pórfido cuprífero. Las texturas son características de la cristalización en espacios
abiertos: geodas, drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares, etc.
De entre los distintos tipos de yacimientos hidrotermales, destacaremos dos tipos por
su importancia económica: los yacimientos de pórfidos cupríferos (+/- Mo) y los
epitermales de metales preciosos (Au , Ag), las mineralizaciones filonianas de metales
de base (Pb-Zn-Cu), y de estaño-wolframio .
71. Oro orogénico
Durante varias décadas el estudio del origen de los depósitos minerales ha
ocupado un campo de las investigaciones geológicas y mineras, en especial las
mineralizaciones auríferas correspondientes a los denominados depósitos de
oro mesotermal, también conocidos como venas de cuarzo y oro, “Mother
Lode”, Filones de oro arcaico (Alldrick, 1996).
Los depósitos se forman en zonas de fracturas como respuesta a la colisión de
terrenos. Las fallas actúan como conductores del fluido acuoso rico en CO2 (5-30
% mol. (CO2), baja salinidad (<3 wt% NaCl), con alto contenido de Au, Ag, As,
(±Sb, Te, W, Mo) y bajo en metales como Cu, Pb, Zn. Estos fluidos son
conducidos tectónica o sísmicamente por un ciclo de acumulación de presión,
posteriormente liberada en la apertura de fallas, sellamiento y repetición del
proceso (Sibson et al., 1988).
Se ha comprobado una asociación directa entre la mineralización y fallas
inversas de alto ángulo. Las fracturas son el medio de transporte de las
soluciones mineralizadas, y en ellas se dan las condiciones fisicoquímicas para la
precipitación del oro. De esta manera aparece un modelo estructural
dominante.
72. Modelo generalizado de los
estilos estructurales de
precipitación de metales en
depósitos vetíticos de oro. Estilo
de mineralización vetítica
acorde con la profundidad y la
temperatura de formación.
Estas particularidades propician
las condiciones físico-químicas
de precipitación, sucediendo
varios tipos de figuras
estructurales. La zona dúctil
frágil está muy relacionada con
los depósitos de oro.
73. Esquema general del evento de colisión de
terrenos, la desarticulación de una zona de
subducción y la creación del sistema de fallas
profundas que alcanzan a provocar la fusión
parcial en la base del arco, el ascenso de
volátiles y la precipitación de metales en
depósitos vetíticos de oro
Si tales fluidos con sulfuros migran a través de
fracturas, cuando éstas se ponen en contacto
con zonas de fallas mayores son capaces de
transportar oro lixiviado, que es depositado en
fallas secundarias a niveles corticales del
orógeno levantado
74. Modelo esquemático del complejo tectono
magmático de postcolisión y su implicación en
la génesis de oro vetítico. Obsérvese la
correspondencia con los regímenes de
transpresión.
75. Distribución de las provincias de oro en América con relación a su edad y contenido de
metal. Algunas de ellas corresponden a los tipos de oro orogénico tales como cinturón de
oro de Juneau, Alaska, Cordillera del Este en Perú y Sierra Pampeana en Argentina.
76. Distribución de las provincias de oro en el
planeta con relación a su edad y relacionadas
con orógenos de colisión.
82. • 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).
83. • 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.
84.
85. • 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).
86.
87.
88.
89.
90. 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.
91. 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.
92. Mapa de ubicación de la Cuenca Oriente en los Andes centrales y
septentrionales.
93. 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.
94. Mapa morfo-estructural de la Cuenca Oriente y ubicación de las
principales estructuras petrolíferas.
95. 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).
96. Mapa y sección estructural de
la Cuenca Oriente con sus tres
corredores estructurales -
petrolíferos.
97. Columna tectóno-
estratigráfica y eventos
geodinámicos que
controlaron el desarrollo
de la Cuenca Oriente y de
sus sistemas petrolíferos.
98. 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.
99. GEOLOGÍA REGIONAL
Marco Estructural
Estudios realizados ponen en evidencia tres dominios tectónicos en
la Cuenca Oriente.
1) El Dominio Occidental o Sistema Subandino.
2) El Dominio Central o Corredor Sacha-Shushufindi.
3) El Dominio Oriental o Sistema Capirón-Tiputini.
100. GEOLOGÍA REGIONAL
Marco Estructural
1) El Dominio Occidental o Sistema Subandino.
Presenta de Norte a Sur 3 zonas morfo-estructurales:
-) Levantamiento Napo que corresponde a un inmenso domo
alargado en orientación NNE-SSO, limitado al Este y al Oeste por
fallas transpresivas.
-)Depresión Pastaza donde las fallas se vuelven más cabalgantes al
contacto Zona Subandina-Cordillera Oriental.
-)Cordillera de Cutucú, la cual se caracteriza por un cambio de
orientación de las estructuras, de NS a NNO-SSE, y la aparición de
formaciones triásicas y jurasicas (Fms. Santiago y Chapiza) y en
menor proporción paleozoicas (Fms. Pumbuiza y Macuma), esta
cordillera parece corresponder a la continuación suroeste del Corredor
Central Sacha-Shushufindi.
101. GEOLOGÍA REGIONAL
Marco Estructural
2) El Dominio Central o Corredor Sacha-Shushufindi.
Abarca los campos petrolíferos más importantes de la Cuenca Oriente (Sacha,
Shushufindi, Libertador). Esta deformado por mega-fallas en transpresión,
orientadas NNE-SSO, que se verticalizan en profundidad y pueden
evolucionar a estructuras en flor hacia la superficie.
102. GEOLOGÍA REGIONAL
Marco Estructural
3) El Dominio Oriental o Sistema Capirón-Tiputini .
corresponde a una cuenca extensiva, actualmente invertida, estructurada por
fallas listricas que se conectan sobre un nivel de despegue horizontal.
103.
104. GEOLOGÍA REGIONAL
Ciclos 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.)
108. En el flanco oriental del continente
Sudamericano, la placa Oceánica de Nazca se
mueve con una velocidad de, aproximadamente,
10 cm/año contra la placa continental que lo
hace a 4 cm/año en sentido contrario. La placa
de Nazca (oceánica) se introduce por debajo de
la placa Sudamericana (continental) hasta ser
absorbida por el manto. Este movimiento
produce la acumulación de energía en algunas
zonas, que se resisten a los desplazamientos de
las placas. Posteriormente, esta energía se libera
en forma de sismos o erupciones volcánicas
Secuencia de la formación de una zona de subducción
por colisión de una placa oceánica contra una
continental (ejemplo, subducción Perú-Chile).
Diagrama ilustrando el proceso de
subducción en la costa de Perú y Chile.
109. Cordillera submarina de Carnegie
La Cordillera submarina de Carnegie es una
dorsal asísmica ubicada en el océano Pacífico
entre las costas de Ecuador y las islas
Galápagos. La cordillera de Carnegie es de
origen volcánico y es resultado del
movimiento de la placa de Nazca por sobre
el punto caliente de Galápagos, el mismo
que hoy en día genera el volcanismo en las
islas Galápagos.
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 y
Fernandina, están todavía en proceso de formación, habiéndose registrado la erupción
volcánica más reciente en 2009.
110. La dorsal de Nazca es una dorsal asísmica que
corre en dirección suroeste-noreste ubicada en
la placa de Nazca frente a las costas de Perú y
Chile. Actualmente la dorsal de Nazca esta
siendo subducida bajo la placa Sudamericana
en las costas del sur del Perú. La dorsal se
eleva 1500 metros sobre el fondo del océano y
tiene más de 1000 km de largo y 200 km de
ancho.
A la migración del punto de subddución de la
dorsal de Nazca se le asocia a una subsidencia
de las zonas costeras del Perú por donde ya ha
pasado. Las llanuras de Ica y Pisco, que
corresponden a antiguas terrazas marinas, se
encuentran elevadas por sobre el nivel del mar
debido a que están por encima de la dorsal
subducida.
La fosa de Perú-Chile, también conocida como la fosa de
Atacama, delinea el contacto entre la litósfera oceánica
de la placa de Nazca y la litósfera continental de la placa
Sudamericana. Tiene 8065 m de profundidad.
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120. 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.
121.
122. 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.
123. • 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.
124. • 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.
125. 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).
126. • 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.
133. 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.
135. • 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).
136. 5. Período del Pleistoceno Medio (Fig. 5.4.e): El Norte
comienza a levantar el bloque de Bahía,.La elevación de este
bloque se deforma localmente bloque de Portoviejo, a lo largo
de la falla-Rocafuerte, Flavio Alfaro. El cono de Santo Domingo
migrar hacia el norte (PV Maldonado). La Península de Manta
empieza a subir (al menos una isla = paleo-isla de El Aromo,
Pedoja et al. 2006).
6. Medio Pleistoceno superior - (Fig. 5.4.f): el antiform Mache
- Rioverde (NE-SW) empieza a formarse. El sistema de fallas
Jama se extiende a NE (Cristóbal Colón). La obra de West
agujero de Jipijapa Jipijapa contribuye a la elevación masiva
de la península de Manta.
7. Pleistoceno (Fig. 5.4.g): El bloque se levanta Manta (la
interacción entre los sistemas de fallas y Jipijapa JAMA). El
bloque de Mache - Rioverde (antiform) continúa su
levantamiento. Punta Galera comienza a emerger a través de
la Galera del Rift.
8. Pleistoceno - presente (Fig. 5.4.h): La cuenca del río
Esmeraldas (norte) y Río Guayas (Sur) emerge. El río
Esmeraldas, llegó a su curso actual después de haber sido
desviado hacia el norte, poco a poco hacia la derecha y
empujados por la conmoción de los bloques de Bahía y
Portoviejo-Jama. Bloque Mache - Rioverde emerge a través
del juego de un sistema de fallas NE-SW que termina con un
NNW-SSE en Rioverde. El cono de Santo Domingo (sección PV
Maldonado) comienza a ser erosionado por los afluentes del
río Esmeraldas.