escuela politÉcnica nacional - repositorio digital - epn: página de...
TRANSCRIPT
ESCUELA POLITÉCNICA NACIONAL
FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA Y
PETRÓLEOS
UNA SUB-CUENCA DE ANTEARCO PRE-ACRECIONARIA DEL
CRETÁCICO TARDÍO: SUB-CUENCA RÍO PLAYAS, SUR DEL
ECUADOR.
TRABAJO PREVIO A LA OBTENCIÓN DEL TÍTULO DE INGENIERO
GEÓLOGO
OPCIÓN: ARTÍCULO ACADÉMICO
MAURICIO ENRIQUE VALAREZO CUENCA
DIRECTOR: PhD. CRISTIAN FERNANDO VALLEJO CRUZ
CO-DIRECTORA: PhD. ISABEL CAROLINA BERNAL CARRERA
JULIO, 2017
II
DECLARACIÓN
Yo, Mauricio Enrique Valarezo Cuenca, declaro bajo juramento que el trabajo aquí descrito
es de mi autoría; que no ha sido previamente presentado para ningún grado o calificación
profesional; y, que he consultado las referencias bibliográficas que se incluyen en este
documento.
A través de la presente declaración cedo mis derechos de propiedad intelectual
correspondientes a este trabajo, a la Escuela Politécnica Nacional, según lo establecido
por la Ley de Propiedad Intelectual, por su Reglamento y por la normatividad institucional
vigente.
___________________________
Mauricio Enrique Valarezo Cuenca
III
CERTIFICACIÓN
Certificamos que el presente trabajo fue desarrollado por Mauricio Enrique Valarezo
Cuenca, bajo nuestra supervisión.
___________________________
PhD. Cristian Vallejo
DIRECTOR DEL TRABAJO
___________________________
PhD. Isabel Bernal
CO-DIRECTOR DEL TRABAJO
IV
AGRADECIMIENTOS
Al Dr. Cristian Vallejo por ser el mentor de este trabajo. Por su confianza en mí y su apoyo
incondicional, que han hecho posible la realización de este trabajo.
Al Dr. Brian K. Horton, profesor del departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad
de Texas, Dr. José Esteban, profesor del Departamento de Geodinámica de la Universidad
del País Vasco - España y a Lily Jackson, estudiante de doctorado de la Universidad de
Texas – Estados Unidos, por su importante colaboración con las dataciones U-Pb en
circones y análisis geoquímicos de minerales.
Al Dr. Wilfried Winkler, profesor del Departamento de Ciencias de la Tierra de la ETH Zurich
y al Dr. Richard Spikings, profesor del Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio
Ambiente de la Universidad de Ginebra por sus fructíferas intervenciones en la elaboración
de este trabajo.
Al MSc. Marco Rivadeneira y a la Dra. Carolina Bernal por mejorar la calidad de este trabajo
A todos ellos expreso mis sinceros agradecimientos.
V
DEDICATORIA
A mi Dios Jehová
A mi familia
A mis amigos
VI
ÍNDICE DE CONTENIDO
DECLARACIÓN ................................................................................................................ II
CERTIFICACIÓN ..............................................................................................................III
AGRADECIMIENTOS ...................................................................................................... IV
DEDICATORIA ................................................................................................................. V
ÍNDICE DE CONTENIDO ................................................................................................ VI
ÍNDICE DE FIGURAS .................................................................................................... VIII
ÍNDICE DE TABLAS ......................................................................................................... X
ÍNDICE DE ANEXOS ........................................................................................................ X
RESUMEN ....................................................................................................................... XI
ABSTRACT .................................................................................................................... XII
INTRODUCCIÓN ........................................................................................................... XIII
PREGUNTA DE INVESTIGACIÓN ................................................................................ XIII
OBJETIVOS .................................................................................................................. XIV
CAPÍTULO I: REFERENCIAL TEÓRICO .......................................................................... 1
1.1 UBICACIÓN GEOGRÁFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO ...................................... 1
1.2 DESCRIPCIÓN GEOLÓGICA............................................................................. 2
1.3 FACIES SEDIMENTARIAS ................................................................................. 4
1.3.1 Definición de Litofacies ................................................................................ 4
1.3.2 Análisis y Asociación de facies .................................................................... 5
1.3.3 Criterios para la Asociación de facies .......................................................... 6
1.4 ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS ANÁLOGAS AL ÁREA DE ESTUDIO ........ 6
1.4.1 Estructuras erosionales ............................................................................... 6
1.4.1.1 Flute cast ................................................................................................. 6
1.4.1.2 Canales .................................................................................................... 7
1.4.2 Estructuras depositacionales ....................................................................... 7
1.4.2.1 Laminación paralela y estratificación planar ............................................. 7
1.4.2.2 Estratificación masiva .............................................................................. 8
1.4.2.3 Estratificación cruzada ............................................................................. 8
1.4.2.4 Estratificación gradada ............................................................................. 9
1.4.3 Estructuras post-depositacionales ............................................................... 9
1.4.3.1 Slumps y slides ........................................................................................ 9
1.4.3.2 Estructuras de carga ...............................................................................10
1.5 AMBIENTES SEDIMENTARIOS ANÁLOGOS AL ÁREA DE ESTUDIO ............10
1.5.1 Sistema de abanico submarino ...................................................................10
VII
1.5.2 Sistema fluvial ............................................................................................11
1.5.2.1 Ríos trenzados ........................................................................................12
1.5.3 Sistema de abanicos aluviales ....................................................................12
1.6 ANÁLISIS DE PROCEDENCIA ..........................................................................13
1.6.1 Minerales pesados......................................................................................13
1.6.2 QFL (Cuarzo-Feldespato-Lítico) .................................................................15
1.6.3 Geoquímica de clinopiroxenos ....................................................................16
1.6.4 Geocronología en zircones detríticos ..........................................................16
CAPÍTULO II: ASPECTOS METODOLÓGICOS ..............................................................16
2.1 ANÁLISIS SEDIMENTOLÓGICO Y ESTRATIGRÁFICO ...................................16
2.2 TRATAMIENTO DE MUESTRAS PARA ANALISIS DE PROCEDENCIA ..........17
2.2.1 Minerales pesados......................................................................................17
2.2.2 QFL (cuarzo-feldespato-lítico) ....................................................................17
2.2.3 Geoquímica en clinopiroxenos ....................................................................18
2.2.4 Dataciones U-Pb en zircones detríticos ......................................................19
CAPÍTULO III: RESULTADOS .........................................................................................19
3.1 ANÁLISIS Y DEFINICIÓN DE LITOFACIES ......................................................19
3.1.1 Formaciones El Naranjo y Casanga ...........................................................19
3.1.1.1 Litofacies 1: Fine sandstone turbidites (FST) ..........................................19
3.1.1.2 Litofacies 2: Debrite massive sandstone (DMS) ......................................20
3.1.1.3 Litofacies 3: Grained debrite (GD) ...........................................................21
3.1.1.4 Litofacies 4: Sandy slumps (SSP) ...........................................................23
3.1.1.5 Litofacies 5: Muddy turbidites (MT) .........................................................23
3.1.1.6 Litofacies 6: Sandy slide (SS)..................................................................24
3.1.2 Formación Río Playas ................................................................................25
3.1.2.1 Litofacies 7: Conglomerates (AC) ............................................................25
3.1.2.2 Litofacies 8: Sandstone (AS) ...................................................................26
3.1.2.3 Litofacies 9: Siltstone-Mudstone (AM) .....................................................26
3.1.3 Asociación de Litofacies .............................................................................27
3.2 RESULTADOS DE LOS ANÁLISIS DE PROCEDENCIA ...................................30
3.2.1 Análisis de minerales pesados. ...............................................................30
3.2.2 Análisis QFL (cuarzo-feldespato-lítico) ....................................................33
3.2.3 Análisis geoquímico en clinopiroxenos ....................................................34
3.2.4 Análisis de las dataciones U-Pb ..............................................................35
3.2.5 Interpretación de los análisis de procedencia ..........................................37
CAPÍTULO IV: DISCUSIÓN .............................................................................................39
4.1 RECONSTRUCCIÓN DE LA SUB-CUENCA RÍO PLAYAS ...............................39
VIII
4.1.1 Coniaciano-Maastrichtiano Temprano (86-70 Ma): Depositación de la serie sedimentaria marina profunda. .................................................................................39
4.1.2 Maastrichtiano Tardío – Paleoceno Temprano (70-60 Ma): Exhumación de la Cuenca Alamor-Lancones. ....................................................................................39
4.1.3 Paleoceno Tardío-Eoceno (60-45 Ma): Depositación de la serie sedimentaria continental. ..........................................................................................41
CAPÍTULO V: CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES ............................................41
5.1 CONCLUSIONES ..............................................................................................41
5.2 RECOMENDACIONES ......................................................................................42
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................42
ANEXOS ..........................................................................................................................56
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1 Mapa geológico simplificado de ubicación de la cuenca Alamor-Lancones y
regiones adyacentes, mostrando estructuras mayores y unidades estratigráficas. El
rectángulo rojo muestra la localización de la sub-cuenca Río Playas. (MODIFICADO DE:
Jaillard at al., 2005.) …………………………………….…………………………………………1
Figura 1.2 Correlación estratigráfica de los dominos oriental y occidental de la Cuenca
Alamor-Lancones. (MODIFICADO DE: Jaillard et al., 1999) ….………………………………3
Figura 1.3 (A) Mapa geológico del margen este de la Cuenca Alamor-Lancones (Sub-
cuenca Río Playas) (B) Perfil geológico XY de las unidades cretácicas-eocénicas.
(MODIFICADO DE: INIGEMM, 2013) ...…………………………………………………………4
Figura 1.4 Relaciones entre facies, asociación de facies, sucesión de facies y ambientes
depositacionales. (MODIFICADO DE: Dalrymple, 2010) ...……………………………………5
Figura 1.5 Flute cast formados por flujos turbulentos (Nichols, 2009) ………………....…....6
Figura 1.6 Estratificación cruzada planar y transversal (Tucker, 1991) ………………....…..8
Figura 1.7 Estructuras de carga (Nichols, 2009) …………………….……………………….10
Figura 1.8 Ambientes depositacionales en un abanico submarino (Nichols, 2009) ….……11
Figura 1.9 Principales tipos de ríos (MODIFICADO DE: Nichols, 2009) ……………………12
Figura 2.1 Procedimiento empleado para los análisis de procedencia …………………….18
Figura 3.1 Fotografías de las litofacies encontradas en las formaciones Casanga y El
Naranjo en la sub-cuenca Río Playas: (A) Litofacies SSP, estratos arenosos con fósiles
IX
fuertemente plegados. (B) Litofacies DMS, arenisca gruesas con presencia de clastos
flotantes de lutitas ubicados al tope del estrato. (C) Litofacies MT con laminación paralela.
(D) Litofacies SFT, areniscas con gradación normal y estructuras de load cast a la base del
estrato. (E) Litofacies GD, conglomerados grano-soportados, mal sorteados dentro de una
matriz de arenas gruesas y lodos, con gradación normal, (F) Litofacies SSP, mostrando
deformación interna del sedimento. (G) Litofacies SS, estratos finogranulares deslizados.
……………………………………………...……………………………………………………...22
Figura 3.2 Fotografías de las litofacies encontradas en la Formación Río Playas de la sub-
cuenca Rio Playas: (A) Litofacies AC y AM, secuencia de conglomerados y limolitas rojizas.
(B) Litofacies AC, estratos de conglomerados con imbricación de clastos. (C) Litofacies AS,
depósitos generados por amalgamación de canales. (D) Litofacies AC, conglomerados con
gradación normal. (E) Litofacies AS, areniscas con estratificación cruzada. (F) Litofacies
AM, secuencia de limolitas y lutitas de color gris. …….……………………………………..27
Figura 3.3. Columnas estratigráficas representativas de los ambientes depositacionales
principales de la sub-cuenca Río Playas. (A) Depósitos submarinos lobulares de la
Formación Naranjo. (B) Depósitos submarinos lobulares y canales de la Formación
Casanga Inferior. (C) Depósitos submarinos de relleno de cañón de la Formación Casanga
Superior. (D) Depósitos de abanico aluvial de la Formación Río Playas. …………………..29
Figura 3.4 Columna estratigráfica esquemática y diagrama de ocurrencia de minerales
pesados (HM) en la sub-cuenca del Río Playas, ploteados en orden estratigráfico desde la
base al techo. Las muestras marcadas con estrella roja: edades U-Pb disponibles. La línea
roja separa la asociación zircón-turmalina-rutilo (ZTR) de los otros minerales pesados para
destacar las tendencias en las asociaciones de los minerales. …………………………….32
Figura 3.5 Diagramas de procedencia en los depósitos de la sub-cuenca Río Playas. (A).
Diagrama ternario con campos de discriminación usando la terminología de Folk (1980).
(B) Diagrama ternario de cuarzo monocristalino (Qm), feldespato (F) y líticos (Lt). (C)
Diagrama ternario de cuarzo (Q), feldespato (F) y líticos (L) (Dickinson et al., 1983). (D)
Diagrama ternario de líticos metamórficos (Lm), líticos sedimentarios (Ls) y líticos
volcánicos (Lv). CI: continental interior, TC: continental transicional, RO: orogenia reciclada,
BU: basamento levantado, DA: arco magmático disectado, TA: arco magmático transicional,
UA: arco magmático no disectado, M: mixto, QR: cuarzo reciclado, TR: transicional
reciclado, LR: lítico reciclado. Los diagramas ternarios fueron creados usando Ternplot
(Zahid and Barbeau, 2011)……………………………………………….……………………..34
X
Figura 3.6 (A) Composición de clinopiroxenos (Morimoto, 1988) de la Formación Alamor.
(B) Diagrama discriminatorio Ti vs Ca+Na. (C) Diagrama discriminatorio Ti+Cr vs Ca. (D)
Diagrama discriminatorio Ti vs Al para clinopiroxenos (Leterrier et al, 1982) de la Formación
Alamor. ..………………………………………………...…………………………………..……35
Figura 3.7 Histogramas de edades U-Pb (barras blancas) y funciones de densidad
probabilística (curva azul) representando los resultados geocronológicos de zircones
detríticos para 3 muestras de la sub-cuenca Río Playas. Las muestras presentadas están
en orden estratigráfico (el más antigua a la base). Formación Río Playas (muestra PHM-
04), Formación Casanga Superior (muestra CHM-08) y Formación Casanga Inferior
(muestra CHM-03). ………………………………………………………………………………36
Figura 4.1 Esquema de modelo paleotectónico, para el desarrollo del este de la Cuenca
Alamor-Lancones y de las áreas adyacentes desde el Santoniano al Eoceno (no escala).
……………………………………………...……………………………………………………...40
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1.1 Asociación de minerales y su área fuente ………………………………………….14
Tabla 1.2 Procedencia y características composicionales de las arenas asociadas ……...15
Tabla 3.1 Descripción e interpretación de litofacies resumida ………………………………28
ÍNDICE DE ANEXOS
Anexo I: Muestras recolectadas para los análisis de procedencia en la sub-cuenca Río
Playas……………………………………………………………………………………………..56
Anexo II: Abundancia relativa de minerales pesados, de las muestras de la sub-cuenca
Río Playas ………………………………………………………………………………..………57
Anexo III: Abundancia relativa de cuarzo, feldespato y líticos de las muestras de la sub-
cuenca Río Playas ……………………………………………………………………………….58
Anexo IV: Composición química de clinopiroxenos de la Formación Alamor ……………..59
Anexo V: Resultados obtenidos de dataciones U-Pb por el método LA-ICPMS ………….60
XI
RESUMEN
La sub-cuenca del Río Playas representa la parte superior del relleno sedimentario de la
cuenca Alamor-Lancones del Cretácico ubicada al sur del Ecuador. El basamento de la
cuenca está formado por rocas volcánicas cretácicas de las formaciones Celica y Alamor
hacia el este y rocas metamórficas del Bloque Amotape-Tahuín al oeste de la cuenca.
Análisis sedimentológicos y de procedencia en la sub-cuenca del Río Playas, permitieron
dilucidar la historia, desde el Cretácico Tardío hasta el Terciario en la cuenca y sus regiones
vecinas.
Análisis de minerales pesados y geoquímica de piroxenos en la Formación Alamor de edad
Albiano-Turoniano, indican que el basamento de la cuenca Alamor-Lancones está formado
por un vulcanismo de arco toleítico, relacionado con el arco Celica de edad Cretácico
Inferior. El análisis sedimentológico de las formaciones del Cretácico Tardío El Naranjo y
Casanga sugiere que esas formaciones fueron depositadas en un ambiente de abanicos
submarinos. Edades U-Pb en zircones detríticos, datos de minerales pesados y QFL
sugieren que los sedimentos provienen de un arco volcánico contemporáneo a la
depositación.
La Formación Río Playas del Paleoceno-Eoceno, ha sido interpretada como sedimentos
depositados en un ambiente continental. Análisis de minerales pesados y QFL muestran
un importante dominio de minerales procedentes de rocas metamórficas, sugiriendo un
importante evento tectónico antes de la depositación de la Formación Río Playas.
Información que es confirmada por edades U-Pb en zircones detríticos, que indican que los
sedimentos fueron derivados de la emersión de la Cordillera Real, probablemente debido
a la colisión del Plateau Caribe al margen Sudamericano entre 73-70 Ma.
Palabras clave: Cuenca Alamor-Lancones, sub-cuenca Río Playas, análisis de
procedencia.
XII
ABSTRACT
The Rio Playas sub-basin represents the upper part of the sedimentary infilling of the
Cretaceous Alamor Lancones basin of southern Ecuador. The basement of the Alamor-
Lancones basin is formed by volcanic rocks of the Celica and Alamor formations to the east
and metamorphic rocks of the Amotape-Tahuín Massif to the west of the basin.
Sedimentological and provenance analyzes in the Rio Playas sub-basin help to elucidate
the late Cretaceous to Tertiary story of this forearc basin and neighboring regions.
The analysis of heavy minerals and the geochemistry of pyroxenes for the volcano-
sedimentary sequence of the Albian-Turonian Alamor Formation indicates that the
basement of the east of the Alamor-Lancones basin is formed by a volcanism of tholeiitic
composition, related to the Celica arc of the Cretaceous. Sedimentological analysis of the
Late Cretaceous El Naranjo and Casanga formations suggests that these formations were
deposited in a submarine fan environment. U-Pb in detrital zircons dating, heavy mineral
and QFL data, from the Casanga and El Naranjo formations show that they were derived
from a volcanic arc coeval volcanism during the deposition.
The Río Playas Formation of Paleocene-Eocene age is interpreted as deposited in a
continental environment. Heavy mineral and QFL show a significant domain of metamorphic
minerals in this formation, suggesting that an important tectonic event occurred prior to the
deposition of the overlying the Río Playas Formation. This information is confirmed by U-
Pb dating for this formation, which indicates that the sediments were derived mainly from
an emerging Eastern Cordillera, probably due to the collision of the Caribbean Plateau to
the South American continental margin between 73-70 Ma.
Keywords: Alamor-Lancones Basin, Río Playas sub-basin, provenance analysis.
XIII
UNA SUB-CUENCA DE ANTEARCO PRE-ACRECIONARIA DEL
CRETÁCICO TARDÍO: SUB-CUENCA RÍO PLAYAS, SUR DEL
ECUADOR.
INTRODUCCIÓN
Un cambio geológico inusual y de gran importancia sucede en la zona denominada
deflexión de Huancabamba ubicada al norte de Perú, que marca la transición entre los
cinturones orogénicos de los Andes Centrales y los Andes del Norte (Gansser, 1973).
Trabajos previos en la Cuenca Alamor-Lancones, se han concentrado principalmente en la
caracterización de las rocas del basamento (ej. Aguirre et al, 1992), estratigrafía del relleno
sedimentario (ej. Jaillard et al, 1996; Kennerley, 1973; Litherland et al, 1993) y su evolución
tectónica (Lebrat, 1985; Aguirre and Atherton, 1987; Aguirre 1989). Sin embargo, varios
problemas geológicos aún existen, debido principalmente a la falta de datos de edades
radiométricas y bioestratigráficas, además de análisis de procedencia de los sedimentos
depositados en la cuenca. Dichos problemas han generado lagunas de conocimiento que
impiden obtener una mayor comprensión del contexto geodinámico en el cual se desarrolló
la Cuenca Alamor-Lancones, y su relación con zonas vecinas, en este caso la Cordillera
Real y la Cuenca Oriente.
El presente estudio aborda la evolución de la parte este de la Cuenca Alamor-Lancones,
específicamente de la sub-cuenca del Río Playas, integrando nuevos resultados de
estudios sedimentológicos y estratigráficos de las formaciones El Naranjo, Casanga y Río
Playas, junto con datos de los análisis de procedencia de minerales pesados (HM), análisis
petrográficos de componentes de la roca (feldespatos-cuarzo-líticos), geoquímica de
piroxenos además de edades U-Pb en zircones detríticos.
PREGUNTA DE INVESTIGACIÓN
Conociendo de la problemática causada por la falta de un buen análisis sedimentológico y
la carencia de análisis de procedencia en el área de estudio, se han formulado las
siguientes preguntas.
¿Nos permitirán los análisis sedimentológicos determinar el ambiente de depositación de
las formaciones pertenecientes a la sub-cuenca del Río Playas?
XIV
¿Se puede determinar el origen de los sedimentos en la sub-cuenca del Río Playas, a partir
del estudio de minerales pesados y QFL?
¿Es posible establecer el origen del basamento a partir de un análisis geoquímico en
clinopiroxenos?
OBJETIVOS
OBJETIVO GENERAL
Caracterizar la evolución estratigráfica y sedimentológica del intervalo Campaniano al
Paleógeno, de las formaciones presentes en la sub-cuenca Río Playas, en la provincia de
Loja y sus implicaciones para el desarrollo tectónico del margen continental durante, el
Cretácico Superior.
OBJETIVOS ESPECÍFICOS
· Reconocer y analizar cada una de las litofacies sedimentológicas en la sub-cuenca Río
Playas, mediante la identificación de estructuras y procesos sedimentarios de las
formaciones El Naranjo, Casanga y Río Playas.
· Determinar el ambiente tectónico de cada una de las formaciones en la sub-cuenca del
Río Playas, mediante el estudio de componentes de la roca QFL (cuarzos-feldespatos-
líticos) por el método de Gazzi-Dickinson.
· Determinar la edad de las rocas fuente, originarias de los sedimentos depositados en
la sub-cuenca del Río Playas, mediante dataciones por el método U-Pb en zircones
detríticos.
· Determinar la procedencia de los sedimentos mediante el estudio de minerales
pesados en las formaciones Alamor, El Naranjo, Casanga y Río Playas.
· Caracterizar el basamento sobre las cuales se depositaron las formaciones
sedimentarias, por medio del análisis geoquímico de clinopiroxenos en la Formación
Alamor.
· Elaborar un modelo de evolución geológica, utilizando la información obtenida de los
objetivos específicos anteriores.
1
CAPÍTULO I: REFERENCIAL TEÓRICO
1.1 UBICACIÓN GEOGRÁFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO
El área de estudio de este proyecto, se encuentra ubicada en la sub-cuenca Río Playas,
27 km al noreste de la ciudad de Celica, cantón Celica, provincia de Loja. La zona de
estudio comprende las cartas topográficas 1:50.000 de Catacocha y Celica con un área
aproximada de 60 km2 (Fig. 1.1).
La vía de acceso principal desde la ciudad de Celica es la vía Celica-Catacocha. Nuestro
estudio aborda desde el poblado de El Naranjo hasta el poblado Río Playas y vías de
segundo orden hacia los poblados de Casanga y Yamana. (Fig. 1.3)
Figura 1.1 Mapa geológico simplificado de ubicación de la cuenca Alamor-Lancones y regiones adyacentes mostrando estructuras mayores y unidades estratigráficas. El rectángulo rojo muestra la localización de la sub-cuenca Río Playas. (MODIFICADO DE: Jaillard at al., 2005.)
2
1.2 DESCRIPCIÓN GEOLÓGICA
La cuenca de antearco Alamor-Lancones (Jaillard et al., 1999), ubicada al oeste del margen
activo sudamericano, se encuentra limitada al oeste por el (1) terreno Amotape-Tahuín y
hacia el este por la (2) Cordillera Real también llamado Macizo de Olmos en el Perú (Fig.
1.1).
El bloque Amotape-Tahuín, es un terreno bien definido, el cual está conformado por rocas
metasedimentarias de edad paleozoica, rocas plutónicas de edad triásica (Noble et al.,
1997; Aspden et al., 1995; Spikings et al., 2015) y el complejo ofiolítico Raspas de edad
Cretácica Inferior (Gabriele, 2002; Riel et al., 2013, 2014, 2015; John et al., 2010). La
cordillera Real que hacia el Perú continua como el Macizo de Olmos (Mourier et al., 1988),
consiste principalmente de rocas metamórficas de unidades sedimentarias del Paleozoico,
granitos del Triásico y batolitos de edad jurásica (Aspden et al., 1995; Chew et al., 2007;
Aspden and Litherland, 1992; Pratt et al 2005).
La Cuenca Alamor-Lancones, se habría formado sobre las rocas de la cordillera Real,
iniciándose como una secuencia de rocas volcánicas de edad albiana, compuesta por flujos
de lavas y rocas piroclásticas definidas como la Formación Celica en el Ecuador (Kennerly,
1973; Aguirre, 1992). Pocos estudios geoquímicos de la Formación Celica, sugieren una
afinidad calcoalcalina (Lebrat, 1985). La edad de la Formación Celica no ha sido
determinada radiométricamente, sin embargo, varios batolitos que cortan a la Formación
Celica han sido datados, entre ellos el Batolito de Tangula que presenta edades K-Ar de
114 ± 30, 95 ± 1 Ma (Kennerley, 1973, 1980) y el Batolito de Curiplaya con edades U-Pb
de 92 ± 1.1 Ma (Schutte, 2010). Por las edades de los batolitos, la Formación Celica es
considerada del Cretácico Inferior.
Este vulcanismo continua en el Perú con dos fases presentes. La primera fase corresponde
a las formaciones Cerro El Ereo, San Lorenzo que alojan sulfuros masivos volcanogénicos
y se asocian a la atenuación de la corteza por procesos de rollback de la placa subductante
(Reyes y Caldas, 1987; Winter et al., 2010; Winter, 2008), mientras que la segunda fase
volcánica que conforman la Formación La Bocana, e intrusiones pertenecientes al Batolito
de la Costa son producto de magmatismo de arco (Winter et al., 2010; Winter, 2008; Wipf,
2006; Soler and Bonhomme, 1990).
En La Cuenca Alamor-Lancones se identifican dos dominios paleogeográficos principales
(Jaillard et al., 1999). El (1) dominio oriental de la Cuenca Celica-Lancones está compuesta
de sedimentos, con un fuerte aporte volcánico mientras que el (2) dominio occidental
incluye depósitos clásticos ricos en cuarzo detrítico (Fig. 1.2). Estos dos dominios
3
pertenecen a series sedimentarias de edades cretácicas con diferente zonas fuentes
(Jaillard et al., 1996).
La parte occidental corresponde a una sucesión de grauvacas basales, lutitas y areniscas
cuarzosas de origen continental de edad pre-albiana. Sobre ésta descansa la Formación
Bosque de Piedra, que consta de conglomerados y areniscas de ambiente fluvial, y
contiene troncos de árboles silicificados. La Formación Puyango sobreyace a la Formación
Bosque de Piedra y está formada por una sucesión de calizas y mármoles intercalados con
calcarenitas del Albiano Temprano a Tardío (Jaillard et al 1996, 1999). La Formación Copa
Sombrero, está conformada principalmente por lutitas negras, estratos de areniscas e
intercalaciones de calizas del Albiano Tardío a Coniaciano (Jaillard et al., 1999). La serie
sigue con la Formación Cazaderos, constituida por lutitas y turbiditas del Campaniano
Inferior (Jaillard et al., 1996,1999). Por último, al tope de la secuencia estratigráfica, están
las formaciones Monte Grande y Mogollón que consisten de conglomerados del
Maastrichtiano Tardío al Paleoceno de ambiente continental. (Fig. 1.2, Olsson, 1934;
Iddings and Olsson, 1928; Jaillard et al., 1999).
Figura 1.2 Correlación estratigráfica de los dominos oriental y occidental de la Cuenca Alamor-Lancones. (MODIFICADO DE: Jaillard et al., 1999)
En el dominio oriental, se encuentra la sub-cuenca Río Playas, constituida por la Formación
Celica que está formada por lavas basalto andesíticas y hialoclastitas de edad albiana,
sobreyacendo a ésta unidad se encuentra la Formación Alamor que está constituida por
brechas, tobas basalto-andesíticas y volcano-sedimentos del Albiano-Turoniano (Ordoñez
et al., 2006; Jaillard et al., 1996). Sobre la Formación Alamor se encuentra la Formación El
Naranjo, sobreyacida por la Formación Casanga, del Coniaciano-Maastrichtiano (Ordoñez
4
et al., 2006; Jaillard et al., 1999). Finalmente, al tope de la secuencia estratigráfica, sobre
una discordancia erosional, descansa la Formación Río Playas del Paleoceno-Eoceno (Fig.
1.3A y B, Hungerbuhler et al., 2002; Jaillard et al., 1996, INIGEMM, 2013). Dichas
formaciones serán descritas a detalle en el presente trabajo.
Figura 1.3 (A) Mapa geológico del margen este de la Cuenca Alamor-Lancones (Sub-cuenca Río Playas) (B) Perfil geológico XY de las unidades cretácicas-eocénicas. (MODIFICADO DE: INIGEMM, 2013)
1.3 FACIES SEDIMENTARIAS
1.3.1 Definición de Litofacies
A lo largo de los últimos 30 años, se ha incrementado de manera exponencial la capacidad
de obtener información de sucesiones sedimentarias. Este incremento en el conocimiento
de los depósitos sedimentarios, ha sido el resultado del uso de técnicas de análisis de
facies y modelos de facies (Dalrymple, 2010).
5
El termino litofacies, se refiere al conjunto de rocas sedimentarias con determinadas
características litológicas como: composición, tamaño de grano, estructuras sedimentarias,
fósiles y geometrías de los estratos. La importancia del estudio detallado de litofacies está
en que nos permite obtener información muy importante para interpretar los procesos y
ambientes de depositación (Tucker, 2003; Dalrymple, 2010).
1.3.2 Análisis y Asociación de facies
El termino asociación de facies fue definido por Collinson (1969), como “grupo de facies
genéticamente relacionadas una de la otra, las cuales tienen alguna importancia en el
ambiente de depositación”. La clave en la interpretación de facies es combinar las
observaciones hechas en campo tanto de relaciones espaciales como de características
internas (litología y estructuras sedimentarias), con información comparativa de unidades
que han sido previamente bien estudiadas de modernos ambientes sedimentarios o
estudios de laboratorio (Fig. 1.4; Nichols, 2009; Dalrymple, 2010).
Cabe recalcar, que se debe considerar el conjunto de litofacies para proponer un modelo
de facies, ya que una misma litofacies puede estar presente en un gran número de
ambientes. Por ejemplo, los lentes de arena pueden ser comunes en depósitos de canales
de río, sin embargo, no es suficiente para determinar el ambiente depositacional ya que los
cuerpos de arena pueden existir en otros lugares como ambientes deltaicos, mareales
incluso como depósitos marinos profundos.
Figura 1.4 Relaciones entre facies, asociación de facies, sucesión de facies y ambientes depositacionales. (MODIFICADO DE: Dalrymple, 2010)
6
1.3.3 Criterios para la Asociación de facies
Miall (1991) propone los siguientes criterios para la asociación de facies:
ü Secuencias estatigráficas (cambios del nivel del mar).
ü Sucesión de Facies (cambio progresivo de las características)
ü Ley de Walther (sucesión de facies sin discontinuidades estratigráficas).
ü Técnica de la cadena de Markov (análisis de ciclicidad).
1.4 ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS ANÁLOGAS AL ÁREA DE
ESTUDIO
Las estructuras sedimentarias son rasgos de las rocas sedimentarias, se forman como
consecuencia de la interacción de procesos físicos, químicos o actividad biogénica. Las
estructuras sedimentarias se han categorizado como: estructuras erosionales,
depositacionales, post-depositacionales y diagenéticas.
En este trabajo nos enfocaremos en estructuras erosionales, depositacionales y post-
depositacionales.
1.4.1 Estructuras erosionales
Son estructuras que se originan en la base de los estratos. Este tipo de estructuras brindan
información sobre la dirección de las corrientes de las cuales fueron originadas (Arche,
2010).
1.4.1.1 Flute cast
Pueden ser identificados por su forma. Son asimétricamente elongados a triangulares, y
pueden variar en longitud desde pocos a decenas de centímetros. Los flutes cast se forman
por la erosión de sedimento fino por pequeños remolinos generados por el paso de
corrientes turbulentas generando cavidades. Estas cavidades formadas por dicha erosión
posteriormente son rellenadas con sedimento por la desaceleración del flujo (Tucker, 2003).
Los flute cast son típicos de turbiditas y su orientación puede ser medida como dirección
de paleocorriente (Fig. 1.5; Nichols, 2009).
7
Figura 1.5 Flute cast formados por flujos turbulentos (Nichols, 2009)
1.4.1.2 Canales
Los canales son grandes estructuras, que varían de metros a kilómetros de longitud por
donde se transportan sedimentos durante largos periodos de tiempo. Son generados
cuando los flujos se canalizan dentro de un estrato y posteriormente es erosionado. Se
caracterizan por la presencia de bases cóncavas que son rellenadas principalmente por
capas conglomeráticas y areniscas (Nichols, 2009).
Los canales pueden estar presentes en sedimentos de diferentes ambientes los cuales
incluyen a los ambientes deltaicos, fluviales, mareales y abanicos submarinos. Los
sedimentos que rellenan estos canales son granodecrecientes y generalmente terminan en
onlap a los costados del canal (Tucker, 2003).
1.4.2 Estructuras depositacionales
Las estructuras depositacionales, ocurren en la parte superior de los estratos y dentro de
ellos. Este tipo de estructuras se forman cuando el sedimento se ve sometido a una
corriente con velocidad tomando en cuenta la granulometría del sedimento y la profundidad
del agua (Arche, 2010).
1.4.2.1 Laminación paralela y estratificación planar
La estratificación planar en estratos se genera por diferentes motivos, como cambios en el
tamaño de grano, composición y mineralogía. De acuerdo a la velocidad de las corrientes
generadoras de estratificación, estas pueden ser divididas en dos.
Lower plane-bed phase lamination, generalmente ocurre en sedimentos de tamaño mayor
a 0.6mm. Estas se forman mediante el movimiento de sedimentos por corrientes de
tracción con velocidades de flujo lentas. La estratificación se genera en la parte inferior del
flujo
8
Upper plane-bed phase lamination, ocurre en areniscas y calizas mediante depositación
subacuosa a altas velocidades de flujo. La estratificación se genera en la parte superior del
flujo de sedimentos.
La laminación se forma principalmente por depósitos en suspensión o corrientes
turbidíticas de baja densidad. Ocurren especialmente en calizas, areniscas fino-granulares
y lodolitas. Se caracterizan por gradación normal y laminaciones de pocos milímetros de
espesor. Las laminaciones también pueden ocurrir por precipitación periódica de minerales
como calcita, halita y yeso (Tucker, 2003).
1.4.2.2 Estratificación masiva
La estructura masiva se da, cuando los estratos no presentan estructuras internas. La falta
de estructuras internas en los estratos se debe a dos motivos principales. (1) El estrato fue
depositado sin presentar alguna estructura o (2) las estructuras fueron borradas por
procesos como recristalización, deshidratación o bioturbación.
En el caso de que el sedimento fuese depositado sin presentar alguna estructura, nos
indica condiciones de rápida depositación, donde no hubo tiempo para el desarrollo
estratificación.
Este tipo de estructuras son comunes en corrientes turbidíticas de alta densidad, flujos de
avalancha y en algunas areniscas de origen fluvial (Tucker, 2003).
1.4.2.3 Estratificación cruzada
Son estructuras sedimentarias internas y consisten de una estratificación con ángulo a la
dirección principal de corriente. La estratificación cruzada se forma como resultado de
depositación durante la migración de ripples, dunas u olas de arena. También se pueden
formar cuando sedimentos rellenan cavidades previamente erosionadas, el desarrollo de
antidunas además de migraciones laterales de barras de punto en un canal (Tucker, 2003).
La forma de la estratificación cruzada refleja la forma de la pendiente y depende
principalmente de las características del flujo, la profundidad del agua y el tamaño de grano
de los sedimentos.
La estratificación cruzada planar (tabular cross-bedding), tiene ambas superficies de
estratificación planas, pueden ser o no paralelas, son formados por ripples de cresta recta.
La estratificación cruzada transversal (trough cross-bedding) es formada por la migración
de dunas sinuosas subacuáticas, típicamente tienen contactos inferiores asintóticos y un
límite inferior ondulante (Fig. 1.6; Nichols, 2009).
9
Figura 1.6 Estratificación cruzada planar y transversal (Tucker, 1991)
1.4.2.4 Estratificación Gradada
Los estratos presentan cambios en el tamaño de grano desde la base al tope. Existen dos
tipos de gradación.
Gradación Normal donde las partículas más gruesas se depositan a la base y decrece su
tamaño hacia la parte superior del estrato. La gradación normal es producto de la
desaceleración del flujo donde las partículas más gruesas (pesadas) son depositadas
primero y luego las partículas finas. Es común en corrientes turbidíticas.
Gradación Inversa donde las partículas aumentan su tamaño hacia el techo del estrato.
Ocurre gracias al incremento de la fuerza del flujo durante la sedimentación. Comúnmente
ocurre en depósitos de avalancha o flujos granulares (Tucker, 2003).
1.4.3 Estructuras post-depositacionales
Gran variedad de estructuras puede ser formadas luego de la depositación, como producto
del movimiento en masa del sedimento o por reorganización interna del sedimento por
deshidratación o carga. Este trabajo se enfocará en estructuras generadas por movimiento
en masa y estructuras de carga.
1.4.3.1 Slumps y slides
Este tipo de estructuras son generadas cuando los sedimentos son depositados cerca de
pendientes. Cuando los sedimentos son transportados pendiente abajo sin presentar
deformación interna son llamados slides. Sin embargo, cuando el depósito transportado
presenta deformación interna (plegamiento) se denomina slump. Los slumps y slides
pueden ocurrir desde escalas centimétricas a kilométricas.
10
La presencia de estas estructuras en una sucesión puede ser deducida por la ocurrencia
de estratos no disturbados tanto en la parte superior como inferior de la secuencia
estratigráfica (Tucker, 2003).
1.4.3.2 Estructuras de carga
Las estructuras de carga (load cast), son protuberancias en forma de bultos o lóbulos, que
cuelgan en la parte inferior del estrato. Este tipo de estructuras se forman durante la
deformación del sedimento poco después de la depositación antes que el sedimento se
litifique. Pueden crearse cuando se deposita una capa más densa de sedimento encima de
un sedimento menos denso (Collinson et al, 2006). Las estructuras de carga son comunes
en la base de estratos de turbiditas arenosas, cuando son depositadas directamente sobre
lodolitas húmedas (Fig. 1.7; Nichols, 2009).
Figura 1.7 Estructuras de carga (Nichols, 2009)
1.5 AMBIENTES SEDIMENTARIOS ANÁLOGOS AL ÁREA DE
ESTUDIO
1.5.1 Sistema de abanico submarino
Un abanico submarino es un cuerpo de sedimento en el piso marino, depositado por
procesos de flujos de masa. Tienen geometrías lobulares y pueden ocupar áreas extensas.
Un sistema de abanicos submarinos se puede dividir en diferentes sub-ambientes ya que
cada sub-sistema depositacional es producto de un diferente proceso.
Cañones submarinos. Son valles fuertemente empinados que cortan en la plataforma
continental y la pendiente. Los cañones sirven como principales conductos para el
transporte de sedimentos desde la plataforma hasta aguas profundas. Las turbiditas,
slumps, debrites y hemipelagitas son comunes en esta zona (Shanmugam et al., 2009;
Normark and Carlson, 2003; Shanmugam, 2016).
11
Canales de abanico submarino. Los canales no cortan la roca, pero pueden penetrar los
depósitos superiores del abanico submarino. Los depósitos en un canal son típicamente
arenas de grano grueso y gravas pobres en estructuras sedimentarias, que forman lentes.
Figura 1.8 Ambientes depositacionales en un abanico submarino (Nichols, 2009)
Lóbulos submarinos. Los lóbulos son construidos por una sucesión de depósitos de
corrientes turbidíticas. La sucesión de los lóbulos puede contener la secuencia completa
de Bouma (Ta-e y Tb-e) con decenas de metros de espesor (Shanmugam, 2016; Nichols,
2009).
Planicies turbidíticas. Son depósitos de corrientes turbidíticas cuya depositación no están
restringidas a los lóbulos del abanico, sino que se extienden y ocupan un área mayor
(abanico distal). Son estratos delgados, con presencia de turbiditas fino-granulares
intercaladas con sedimentos hemipelágicos (Fig. 1.8; Arnott, 2010; Walker, 1992; Nichols,
2009).
1.5.2 Sistema fluvial
La principal característica de un sistema fluviátil es que la mayor parte del tiempo el flujo
está concentrado dentro de los canales.
Los ríos son sistemas de transferencia, que recogen y transportan sedimentos hasta
cuencas lacustres o marinas. Estos pueden tener una variedad de formas, presentando
como principales variables: la presencia o ausencia de barras de arenas o grava dentro del
canal, que tan recto o sinuoso es el canal y el número de canales separados en un tramo
del río. Varios términos son usados para describir los tipos de ríos entre los cuales están:
12
meandrosos, anastomosados, trenzados y rectos (Fig. 1.9; Leopold and Wolman, 1957;
Schumm, 1968). En este estudio nos enfocaremos en el análisis de ríos trenzados.
Figura 1.9 Principales tipos de ríos (MODIFICADO DE: Nichols, 2009)
1.5.2.1 Ríos trenzados
Los ríos trenzados (braided rivers), se caracterizan por la presencia de canales anchos
poco profundos y de baja sinuosidad. Consisten de un canal integrado por pequeños
canales, separados por pequeñas islas llamadas barras (bars). Los caudales mantienen
altas tasas de transporte de sedimentos y altas pendientes por las que discurren los
depósitos (Sopeña y Sánchez, 2010).
Los ríos entrelazados pueden transportar carga de fondo de gravas y arenas además de
material suspendido. Los depósitos de carga de fondo son llevados por el flujo en el canal,
el material más grueso es llevado a partes más profundas del canal mientras que los
sedimentos más finos son llevados en la parte superior del flujo y depositados cuando se
reduce la velocidad de flujo (Nichols, 2009).
Las barras son unidades detríticas, que separan la corriente de agua de los distintos
canales y migran en etapas de mayor caudal. En un canal de río trenzado, las barras son
expuestas en etapas de bajo flujo y son cubiertas cuando aumenta el caudal del río. De
acuerdo a su morfología las barras se divididen en barras longitudinales, transversales,
linguoides y laterales (Smith, 1978).
1.5.3 Sistema de Abanicos Aluviales
Los abanicos aluviales son conos de detritos que se forman en una ruptura de pendiente
en el borde de una planicie aluvial. Son formados por la depositación de sedimentos
procedentes de cuerpos erosionados adyacentes a la cuenca a través de flujos de agua.
13
Los abanicos aluviales pueden desarrollarse en diferentes ambientes como áridos,
tropicales y húmedos.
Los procesos de depositación están determinados por la disponibilidad de agua, la cantidad
y tipo de sedimento además del gradiente del abanico. Son comunes los depósitos de
flujos de escombros subariales, de sheetfloods y fluviatiles
Los abanicos aluviales, se desarrollan en márgenes fallados afectados por actividad
tectónica a lo largo del margen de la cuenca, creando levantamiento de área adyacente a
la cuenca y subsidencia en la cuenca. Esto es evidenciado cuando existe influencia de
detritos gruesos en una sucesión de abanico aluvial resultado de un nuevo levantamiento
tectónico (Heward, 1978).
En comparación a los ambientes marinos, los ambientes terrestres son pobres en la
preservación de fósiles de plantas o animales. Esta deficiencia se debe a que cuando los
organismos mueren en la superficie terrestre, son susceptibles a ser devorados por otros
animales o simplemente ser destruidos por oxidación. Sin embargo, cuando los animales
o plantas son cubiertos por sedimento estos pueden ser preservados (Nichols, 2009).
1.6 ANÁLISIS DE PROCEDENCIA
El análisis de procedencia (provenance analysis) en las rocas siliciclásticas provee
información fundamental que contribuye a la comprensión de la historia tectónica y
climática de las áreas fuentes y de las cuencas sedimentarias. La aplicación integrada de
múltiples técnicas, que incluyen análisis clásicos de identificación de clastos, petrografía y
análisis de minerales pesados con otras técnicas analíticas relativamente más avanzadas
que permiten la caracterización individual de los detritos, constituye la base para la
reconstrucción de la evolución geológica de una región, incluyendo la posibilidad de
reconocer periodos de estructuración en el área fuente y facilitar las correlaciones
estratigráficas en secuencias sedimentarias que carecen de marcadores paleontológicos.
Este estudio se enfoca en análisis de minerales pesados, análisis QFL (cuarzo-feldespatos-
líticos), análisis geoquímico de clinopiroxenos y edades U-Pb en zircones detríticos.
1.6.1 Minerales Pesados
Los minerales pesados (heavy minerals) se definen como aquellos minerales accesorios
menores de las rocas que tienen ordinariamente una gravedad específica mayor a 2.85.
14
Como los minerales pesados se presentan comúnmente diseminados en un sedimento en
cantidades muy pequeñas, generalmente menos del 1%, su separación y concentración de
los minerales livianos se logra a través de diferentes análisis y procesos establecidos en el
laboratorio. Las asociaciones de estos minerales en los sedimentos pueden ser
correlacionadas con minerales pesados comunes en rocas metamórficas o ígneas, para de
esta manera determinar el área fuente (Tabla 1.1).
El estudio de minerales pesados, se aplica para diferentes propósitos como:
1. Determinar la procedencia: reconstrucción de la naturaleza y características del
área fuente.
2. Definir patrones de transporte de sedimentos: como complemento de análisis de
paleocorrientes.
3. Delimitar de provincias petrológicas sedimentarias y
4. Correlacionar cuerpos de arena etc.
Los minerales pesados son principalmente usados en estudios de sedimentación,
relacionados a levantamiento tectónico, como la evolución de cinturones orogénicos ya que
estos eventos son reflejados en los sedimentos depositados en las cuencas adyacentes al
área levantada (Mange y Maurer, 1992).
Tabla 1.1 Asociación de minerales y su área fuente.
Asociación Área fuente
Apatito, biotita, brokita, hornblenda, monzonita, rutilo, titanita,
turmalina, zircón.
Rocas ígneas ácidas
Casiterita, fluorita, granate, monacita. Pegmatitas graníticas
Augita, cromita, diópsido, hiperstena, ilmenita, magnetita,
olivino.
Rocas ígneas básicas
Andalucita, corindón, granate, flogopita, estaurolita, topacio,
wollastonita, zoisita, sillimanita, cloritoide, pumpellita.
Rocas metamórficas
Barita, leucoxeno, rutilo, turmalina, zircón (fragmentos
redondeados)
Rocas sedimentarias
MODIFICADO DE: Pettijohn et al., 1972
15
1.6.2 QFL (Cuarzo-Feldespato-Lítico)
Las proporciones relativas de diferentes tipos de granos de arena, son guías para
determinar la naturaleza de la roca fuente de las cuales los detritos arenosos fueron
derivados.
La clasificación de Dickinson et al. (1983), divide a los depósitos detríticos en cuatro
distintos ambientes geotectónicos de acuerdo a las proporciones de cuarzo, feldespatos y
líticos. Los ambientes geotectónicos son: (1) cratones estables, (2) basamentos elevados,
(3) arcos magmáticos y (4) orógenos reciclados.
Las arenas procedentes de cratones estables, contienen alto contenido de cuarzo y son
conocidas como cuarzoarenitas.
Las arenas originarias de basamentos elevados, contienen grandes cantidades de
feldespato y son conocidas como arcosas.
Las arenas procedentes de orógenos reciclados, contienen cantidades importantes de
cuarzo y líticos, así como bajos contenidos de feldespatos y son conocidas como
litoarenitas.
Las arenas originarias de arcos magmáticos, contienen cantidades considerables de
feldespato y líticos, con componentes de cuarzo a veces significativos. Estas arenas son
conocidas como litoarenita feldespática (Tabla 1.2).
Tabla 1.2 Procedencia y características composicionales de las arenas asociadas.
Tipo de procedencia Composición de las arenas
Cratón estable (interior del cratón o
plataforma pasiva)
Arenas ricas en Q (cuarzo) principalmente Qm
(cuarzo monocristalino).
Basamentos elevados (hombrera de rift o
falla transformante)
Arenas cuarzo-feldespáticas (Q + F), bajo
contenido de L (líticos).
Arcos magmáticos (arco de islas o
continental)
Arenas feldespatolíticas (F + L), altos valores de
Lv (líticos volcánicos), bajos valores de Qm.
Orógenos reciclados (cadena montañosa) Arenas cuarzolíticas (Q + L), altos valores de
Qp (cuarzo policristalino) y Lm (líticos
metamórficos), bajos valores de F
(feldespatos).
MODIFICADO DE: Dickinson et al. (1983)
16
1.6.3 Geoquímica de clinopiroxenos
La composición geoquímica de los clinopiroxenos está directamente relacionada con el tipo
de magma y su ambiente tectónico (Le Bas, 1962; Nisbet and Pearce, 1977; Schweitzer et
al, 1979). La suposición de que las concentraciones de algunos elementos químicos (ej. Ti,
V, Cr, Ni, Y, Sr, REE) en las rocas son constantes (Leterrier et al, 1982), nos permiten
comparar minerales de la fuente, con minerales encontrados en depósitos sedimentarios.
Leterrier et al. (1982), presenta diagramas discriminatorios para determinar el ambiente
tectónico en el cual se formaron los clinopiroxenos. Los diagramas Ca + Na vs Ti son
usados para diferenciar basaltos alcalinos de basaltos toleíticos y calco-alcalinos.
Diagramas de Ca vs Ti + Cr, permiten diferenciar entre basaltos formados en zonas de
subducción y basaltos formados en ambientes divergentes o intraplaca. Finalmente,
diagramas Al vs Ti, permiten distinguir entre magmas toleíticos y calco-alcalinos.
1.6.4 Geocronología en zircones detríticos
La geocronología de zircones detríticos, se está convirtiendo rápidamente en una
herramienta esencial en la investigación de las ciencias de la tierra, debido a la ocurrencia
extensa del zircón en sistemas sedimentarios. La amplia gama de información que se
puede extraer de los cristales de zircón y la capacidad de determinar las edades con una
gran precisión, convierte a este método en una herramienta muy efectiva.
El sistema U-Pb es particularmente potente porque hay disponibles tres cronómetros. El (1)
decaimiento 238U a 206Pb con una vida promedio de 4.5 billones de años, el (2) decaimiento
235U a 207Pb con una vida promedio de 700 millones de años y el (3) decaimiento 232Th a
208Pb con una vida media de 14 billones de años, pero los desafíos surgen debido a la
complejidad de la herencia y la pérdida de Pb. Las edades pueden ser utilizadas para
restringir la edad de depositación del sedimento, reconstruir la procedencia, caracterizar
una unidad sedimentaria e identificar muchos aspectos diferentes de las regiones fuente.
(Vallejo, 2007; Gehrels, 2014).
CAPÍTULO II: ASPECTOS METODOLÓGICOS
2.1 ANÁLISIS SEDIMENTOLÓGICO Y ESTRATIGRÁFICO
Se realizó un estudio estratigráfico y sedimentológico de 1800 metros de sedimentos
pertenecientes a las formaciones El Naranjo, Casanga y Rio Playas. Las litofacies fueron
17
descritas usando hojas de registro sedimentológico, pudiendo reconocer un total de 9
litofacies.
2.2 TRATAMIENTO DE MUESTRAS PARA ANALISIS DE
PROCEDENCIA
El propósito de este estudio fue analizar la composición de las arenas en la cuenca del Río
Playas. Se utilizaron cuatro métodos para determinar la procedencia de los sedimentos. Se
recolectaron un total de 19 muestras para estudio de minerales pesados, 14 muestras para
análisis petrográfico, 3 muestras para dataciones por el método de U-Pb en zircones
detríticos y 1 muestra para análisis geoquímico en clinopiroxenos.
El propósito de esta investigación, es determinar el ambiente tectónico y la edad de las
regiones fuentes. Los resultados de los análisis de procedencia fueron obtenidos de las
formaciones cretácicas de Alamor, Casanga y El Naranjo, y la Formación Río Playas del
Paleoceno-Eoceno.
2.2.1 Minerales pesados.
Se recolectó un total de 19 muestras para el estudio de minerales pesados. Cada muestra
de 2 kg fue preparada para el análisis de minerales pesados, siguiendo el procedimiento
de laboratorio estándar (Mange and Maurer, 1992). De acuerdo al tamaño de las partículas
de las muestras para estudio de minerales, fue necesario adoptar el rango de 50 a 150
micras. Los minerales pesados fueron concentrados en politungsteno de sodio (densidad
= 2.85 gr/cm3) y consecuentemente montados en un portaobjetos utilizando piperina (n =
1.68). Todo este procedimiento fue realizado en el Laboratorio de Sedimentología de la
Escuela Politécnica Nacional.
Para el estudio óptico, se utilizó un microscopio petrográfico Olympus BX51 provisto por el
Laboratorio de Microscopía de la Escuela Politécnica Nacional. Las proporciones minerales
fueron estimadas por el conteo de 300 granos detríticos no opacos. La identificación fue
realizada en base a propiedades ópticas descritas por Mange and Maurer (1992).
2.2.2 QFL (cuarzo-feldespato-lítico)
Las muestras analizadas fueron recolectadas en intervalos arenosos. Se analizaron un total
de 14 muestras, se contabilizaron un total de 300 puntos por cada lámina delgada, usando
el método de Gazzi-Dickinson (Gazzi, 1966; Dickinson, 1970, 1985). Entre los
componentes se consideró el cuarzo monocristalino (Qm), cuarzo policristalino (Qp),
feldespatos (F), líticos sedimentarios (Ls), líticos metamórficos (Lm), y líticos volcánicos
(Lv). Los componentes fueron ploteados en diagramas ternarios QmFLt, QFL y LvLmLs en
18
un programa computacional llamado Ternplot (Zahid and Barbeau, 2011). Los diagramas
obtenidos fueron comparados con los diagramas de procedencia establecidos por
Dickinson et al (1983).
2.2.3 Geoquímica en clinopiroxenos
Las composiciones químicas de los clinopiroxenos fueron obtenidas de la Formación
volcano-sedimentaria Alamor. Las muestras para este análisis siguieron igual
procedimiento que para la separación de minerales pesados. Los clinopiroxenos fueron
separados magnéticamente del conjunto de minerales pesados. Los piroxenos fueron
analizados en un electron microprobe Cameca Sx50 en la Universidad de Arizona. Todos
los análisis se realizaron a 15 Kv y 20 Na con el tamaño de haz enfocado. Los tiempos de
conteo para todos los elementos fueron de 20 segundos en el pico y el fondo. Los cristales
usados fueron TAP, TAP, PET y LIF. Los estándares utilizados fueron Na: Natural Crete
Albite; Si, Mg: San Carlos Olivine; Ca, Al: Hakone Anorthite; K: Penn State Orthoclase; Fe:
Rockport Fayalite; Mn: Rodonita natural; Cr: Cromita Smithsoniana.
Figura 2.1 Procedimiento empleado para los análisis de procedencia.
19
2.2.4 Dataciones U-Pb en zircones detríticos
Las edades U-Pb en zircones detríticos fueron obtenidos para 3 muestras de areniscas de
las formaciones Casanga Inferior, Casanga Superior y Río Playas. Cada muestra de 2 Kg
fue disgregada mecánica y químicamente. Las muestras fueron procesadas de acuerdo a
técnicas de separación estándar para la obtención de minerales pesados. Se seleccionaron
un total de 110 zircones al azar de la fracción no magnética de los minerales pesados de
cada muestra. Cada muestra fue analizada en un multicolector de ablación laser-plasma
acoplado-espectrometria de masas (LA-MC-ICP-MS), en el centro LaserChron de la
Universidad de Arizona y en la Universidad del País Vasco. Los análisis fueron conducidos
utilizando un láser de 30 µm y el zircón estándar de Sri Lanka, fue usado para la calibración
del equipo de acuerdo al protocolo de los centros de investigación.
Las edades 206Pb/238U son reportadas para granos con edades más jóvenes que 900 Ma,
y edades 206Pb/207Pb para zircones con edades mayores. Solo se tomaron en cuenta
edades con valores menores al 20% de discordancia o menores al 5% de discordancia
inversa para la interpretación. Los análisis de las 3 muestras son presentados como
histogramas de edades vs frecuencia (número de zircones), usando un programa
computacional llamado DensityPlotter recomendado por Vermeesch (2012).
CAPÍTULO III: RESULTADOS
3.1 ANÁLISIS Y DEFINICIÓN DE LITOFACIES
3.1.1 Formaciones El Naranjo y Casanga
3.1.1.1 Litofacies 1: Fine sandstone turbidites (FST)
Descripción
Consiste de estratos de areniscas de tamaño fino a mediano y limolitas que varían de
centímetros a decenas de centímetros de espesor, compuestos de líticos, feldespatos y en
menor grado cuarzo, se encuentran intercalados por lutitas (litofacies MT) de color café
obscuro de pocos centímetros. Las areniscas presentan gradación normal mientras que en
las limolitas no se pueden apreciar estructuras sedimentológicas, las areniscas
generalmente presentan estructuras de load cast a la base de los estratos (Fig. 3.1D), el
techo de los estratos generalmente presenta terminaciones agudas.
20
Interpretación
La presencia de load casts en la litofacies FST, indica que las arenas se depositaron sobre
material de baja densidad sometido a presión forzando a estas a deformarse. Este tipo de
estructuras es común en turbiditas arenosas (Nichols, 2009). Shanmugam (2013) presenta
características importantes para el reconocimiento de depósitos de corrientes turbidíticas
donde destaca el tamaño de las partículas, señalando que un flujo de esa naturaleza solo
transporta sedimentos menores al tamaño de arenas finas, con gradación normal del
depósito y delgadas capas que son características importantes en nuestra descripción. De
esta manera, se interpreta que la litofacies FST representa a turbiditas transportadas por
fluidos newtonianos (corrientes turbidíticas), donde las partículas se encuentran en estado
de suspensión. Bouma (1962) introduce un concepto para el reconocimiento de facies
turbidíticas llamado Secuencia de Bouma, según el cual la depositación de una turbidita
empieza con sedimentos del tamaño de arenas, que se caracterizan por gradación normal,
aquella división se denominó Ta. Postma et al. (2009), agrega que la facie Ta se debe a la
desaceleración de las corrientes turbidíticas donde se produce un salto hidráulico
generando, flujos de suspensión y provocando estratificación gradada.
3.1.1.2 Litofacies 2: Debrite massive sandstone (DMS)
Descripción
La litofacies DMS, está compuesta por estratos de arenas de tamaño medio a grueso de 3
a 7 metros de potencia, de color gris con estructura masiva endurecida. Es común
encontrar fósiles dentro de los estratos como bivalvos, gasterópodos y briozoos, así como
clastos semiredondeados volcánicos mayores 0.25 m y clastos sedimentarios angulares
mayores 0.20 m de diámetro. La característica principal de esta litofacies son sus clastos
flotantes ubicados al tope del estrato (Fig. 3.1B), que presentan una dirección preferencial,
además de contactos agudos cóncavos en la base de los estratos.
Interpretación
Capas potentes de arenas gruesas con estructura masiva descritas en la litofacies DMS,
es resultado de la amalgamación de muchas capas delgadas generada por debris flows
(Stow and Johansson, 2000). La característica diagnóstica de está litofacies es la presencia
de clastos flotantes de lutitas y líticos volcánicos ubicados al tope del estrato, además de
contactos agudos en el techo de las capas. Este tipo de depósito sugiere que el mecanismo
de transporte se da por flujos plásticos, donde la depositación ocurre por congelamiento en
masa, lo cual impide que los líticos se depositen en la parte inferior del mismo (Shanmugam,
2009). Stow and Johansson (2000) mencionan que a pesar de que los depósitos de arenas
21
masivas son comunes en ambientes marinos profundos, su origen sigue siendo aún
controversial. Se han propuesto varias interpretaciones sobre su origen como turbiditas de
baja densidad (Bouma, 1962), corrientes turbidíticas de alta densidad (Lowe, 1982; Stow
and Johansson, 2000), sandy debris flow (Shanmugam, 1996; Stow and Johansson, 2000).
Se propone que la litofacies DMS son sandy debrites, depositadas por flujos plásticos
definidos como sandy debris flows (Shanmugam, 2000; Shanmugam 1997).
3.1.1.3 Litofacies 3: Grained debrite (GD)
Descripción
Esta litofacies está caracterizada por la presencia de conglomerados grano-soportados,
mal sorteados dentro de una matriz de arenas gruesas y lodos, los clastos son de diferentes
tamaños, pero menores a 0.25 m de diámetro y están compuestos en su mayoría de rocas
volcánicas y cherts. En la base de los conglomerados se pueden notar canalización de los
sedimentos. Son estratos de 2 a 7 metros de potencia. Presentan gradación normal y a
ciertos niveles estratigráficos y son de carácter masivo. En la secuencia superior de la
Formación Casanga es común encontrar a la litofacies GD asociada con fósiles como
bivalvos, gasterópodos y algas rojas, algunos de estos fósiles están conservados, pero en
su mayoría están rotos (Fig. 3.1E).
Interpretación
De acuerdo a la descripción presentada de la litofacies GD, la asociación de estratos
conglomeráticos con gradación normal dentro de esta litofacies, se debe a la naturaleza
del flujo donde: la gradación normal y la textura clasto-soportada y pobremente sorteada
sugiere flujos de avalancha granulares (grained debris flows) (Sohn, 2000).
La presencia de clastos subredondeados descritos para la litofacies GD son en su mayoría
de origen volcánico, provenientes de una fuente externa a la cuenca (alóctona).
Conglomerados presentes en este tipo de ambientes, se deben a la redepositación que
sufren los sedimentos, cuando flujos de avalancha viajan hacia el interior de la cuenca
desde zonas cercanas a la línea costera (ej. Carto and Eyles, 2012). Bivalvos,
gasterópodos y algas rojas también se encuentran presentes dentro de paquete de
sedimentos, interpretándose como sedimentos transportados hacia zonas profundas,
durante caídas del nivel del mar, proceso en el cual las biohermas, donde se encuentran
este tipo de especies son expuestas y erosionadas incorporándose al flujo gravitacional (ej.
Winsemann, 1991). Por lo tanto, la litofacies GD es interpretada como flujos granulares
(grained debrites) generados por flujos de avalancha (grained debris flows) (Bagnold, 1956;
22
Shanmugam 1997). La depositación rápida del sedimento impide el friccionamiento fuerte
entre los clastos y la conservación de algunos fósiles.
Figura 3.1 Fotografías de las litofacies encontradas en las formaciones Casanga y El Naranjo en la sub-cuenca Río Playas: (A) Litofacies SSP, estratos arenosos con fósiles fuertemente plegados. (B) Litofacies DMS, arenisca gruesas con presencia de clastos flotantes de lutitas ubicados al tope del estrato. (C) Litofacies MT con laminación paralela. (D) Litofacies SFT, areniscas con gradación normal y estructuras de load cast a la base del estrato. (E) Litofacies GD, conglomerados grano-soportados, mal sorteado dentro de una matriz de arenas gruesas y lodos, con gradación normal, (F) Litofacies SSP, mostrando deformación interna del sedimento. (G) Litofacies SS, estratos finogranulares deslizados.
23
3.1.1.4 Litofacies 4: Sandy slumps (SSP)
Descripción
La litofacies SSP está caracterizado por la presencia de areniscas granulares de tamaño
fino a medio compuesto de plagioclasas y líticos. La litofacies SSP muestra clastos de
lutitas laminadas deformadas dentro del cuerpo de arenas y en algunos niveles
estratigráficos se puede apreciar deformación interna del sedimento (Fig. 3.1F). En la parte
superior de la Formación Casanga están presentes estratos arenosos con fósiles, que se
encuentran fuertemente plegados y sobre el estrato continua la depositación normal de los
sedimentos (Fig. 3.1A). Son estratos de algunas decenas de centímetros.
Interpretación
En la litofacies SSP es común la presencia de lutitas deformadas dentro de una matriz de
arenas, Según Shanmugam et al (2009) es generada a causa de deformación interna,
debido a movimientos rotacionales del cuerpo de sedimentos.
Capas fuertemente plegadas y planos cóncavos nos indica que el sedimento al desplazarse
por el plano sufre una fuerte compresión generando plegamiento del sedimento. Este tipo
de deformación es común en la parte frontal de la zona de despegue. También se menciona
que el plegamiento de estratos delgados se da en pendientes suaves (Lewis, 1971; Lewis,
1974). La presencia de pliegues en estratos competentes, es decir en capas de arena, se
da por el incremento en las presiones de los poros, que son generados por el ingreso de
fluidos en el estrato, de esta manera se genera un debilitamiento del sedimento y la
fluidización parcial del estrato (Grimm and Orange, 1997).
Las características mencionadas sugieren que la litofacies SSP, puede ser interpretada
como sandy slumps (Chang and Grimm, 1999; Shanmugam, 2013, 2012) formándose en
la parte proximal de un abanico submarino (Shanmugam, 2016)
3.1.1.5 Litofacies 5: Muddy turbidites (MT)
Descripción
Se trata de estratos centimétricos de espesor, moderadamente sorteados compuestos de
lutitas de color café y limolitas de color gris oscuro. La característica principal en las lutitas,
es la presencia de estructuras paralelas a la estratificación, y bases agudas (Fig. 3.1C).
Las limolitas no presentan estructuras visibles de estratificación. Esta litofacies se
encuentra asociada con la litofacies SFT
24
Interpretación
La presencia de laminación paralela a la estratificación en ambientes marinos profundos
ha sido muy discutida a lo largo del tiempo. El reconocimiento de depósitos por mareas en
ambientes marinos profundos incluye la ciclicidad y laminación (Dykstra, 2012). Estos
depósitos son generados por tracción formadas por mareas internas mientras que las
capas lutitas de color oscuros son depósitos en suspensión formados cuando existen
periodos de aguas tranquilas (Shanmugam et al, 2009). Sin embargo, Bouma (1962)
propone una división para el reconocimiento de depósitos por corrientes turbidíticas en las
cuales caracteriza a la división Tb y Td como depósitos con laminación paralela de arenas
fino granulares y lutitas respectivamente.
Los estratos de limolitas que se encuentran asociados con areniscas fino granulares
también son producto de corrientes turbidíticas donde al distanciarse de la zona de origen,
los sedimentos tienden a disminuir en el tamaño de las partículas (Piper, 1973; Strachan,
2016).
Por lo tanto, la descripción perteneciente a la litofacies MT puede ser interpretada como
turbiditas lodosas generadas por corrientes turbidíticas.
3.1.1.6 Litofacies 6: Sandy slide (SS)
Descripción
Consiste de una secuencia de estratos de arenas fino granulares y limolitas masivas
(litofacies FST y MT), que están constituidas principalmente de plagioclasas y líticos
volcánicos, la potencia es de 3 metros. Está limitada a la base por un plano de
deslizamiento, los estratos se encuentran inclinados con respecto al ángulo de
depositación normal de los sedimentos (Fig. 3.1G). Al tope de la secuencia se aprecia una
discordancia de tipo angular continuando con la sucesión normal de los estratos.
Interpretación
Según la descripción de la litofacies SS, se trata de un bloque deslizado, cuya posición es
diferente a la depositación normal de los sedimentos, lo cual es muy común en depósitos
marinos profundos (Shanmugam, 2016b), la presencia de un plano de deslizamiento en la
base del bloque nos la idea de que ese cuerpo fue trasladado desde su lugar de formación.
Generalmente los bloques deslizados pueden recorrer grandes distancias, cuando se
ubican en pendientes continentales (Shanmugam, 2013, 2015). En la figura 3.1G se puede
apreciar el bloque el cual está compuesto de material con la misma composición
25
petrográfica que los estratos ubicados por debajo y por encima del mismo, por lo cual se
puede interpretar que la trayectoria de viaje es bastante corta.
Huhnerbach and Masson (2004), realizaron un estudio en deslizamientos generados en el
océano Noratlántico entre los resultados obtenidos menciona que los deslizamientos
ocurren en pendientes promedio de 5o y 3o, concluyendo que los deslizamientos en aguas
marinas profundas se dan en pendientes de bajo grado. Además, Booth et al (1993)
menciona que un gran número de deslizamientos analizados en aguas profundas se
generan en profundidades entre 1000 y 1300 m en el Noratlántico, planteando que los
deslizamientos no están relacionados con pendientes abruptas ubicadas en los cañones
submarinos si no que están íntimamente relacionados con parámetros depositacionales o
sedimentológicos.
3.1.2 Formación Río Playas
3.1.2.1 Litofacies 7: Conglomerates (AC)
Descripción
La característica principal de esta litofacies es la imbricación de los clastos, lentes de
conglomerado y la presencia de estratificación cruzada (Fig. 3.2B). La litofacies AC está
compuesta por conglomerados matriz-soportado y grano-soportado (Fig. 3.2D), con
espesores que varía entre 3 y 5 metros de potencia, está compuesto de clastos de cuarzo,
líticos metamórficos y volcánicos redondeados a subredondeados alargados, la matriz está
compuesta de arenas de tamaño medio donde el porcentaje de arcillas es menor al 3%. En
muchos de los estratos se puede observar el decrecimiento en el contenido de clastos y el
aumento de arena hacia el tope de los estratos.
Interpretación
La estratificación cruzada en conglomerados representa a depósitos generados por flujos
fluidos (bedload), que se desplazan a través de una superficie típicamente en ríos
trenzados (Leleu et al., 2009). La imbricación de clastos en los estratos de conglomerados,
sugiere depositación durante etapas con alta cantidad de agua (ej. Rust, 1984). La
presencia de estratificación cruzada, así como de lentes de conglomerados es común en
rellenos de canal las cuales muestran superficies de acreción lateral. Las superficies
acrecionarias indican migración lateral de los ríos (Nichols and Fisher, 2007). Sadler and
Kelly (1993) menciona que los cuerpos conglomeráticos están asociados a litofacies en
ambientes proximales de un abanico aluvial.
26
3.1.2.2 Litofacies 8: Sandstone (AS)
Descripción
La litofacies AS está compuesta por estratos de tamaño de arenas a limos, de color
amarillento, donde su espesor alcanza hasta los 7 m. Presenta clastos subangulares a
subredondeados imbricados de cuarzo, líticos metamórficos y volcánicos menores a 0.05
m. Presenta estructura masiva, pero en ciertos intervalos se preservan estratos de 0.20 a
0.30 m con estratificación cruzada de bajo ángulo (Fig. 3.2E). Son estratos que se
encuentran canalizados (Fig. 3.2C). Se encuentra asociada a la litofacies AC.
Interpretación
Estratos de arenas con estratificación cruzada se encuentran asociados a los rellenos de
canal (Ramos and Sopeña, 1983) o a productos de depósitos de barra de diferentes tipos
como: barras longitudinales, barras transversales y barras laterales en los cauces del río
(Bristow, 1993; Best et al, 2003). Areniscas con clastos imbricados representan depósitos
de un sistema de ríos trenzados, donde la disposición de los clastos indicaría la dirección
de la corriente (ej., Leleu et al, 2009; Miall, 1977). De acuerdo a la descripción realizada
para la litofacies sandstones, concluimos que esta litofacies pertenecería a depósitos
laterales generados por la avulsión de ríos trenzados de la parte proximal a medio de un
abanico aluvial (Nichols and Fisher, 2007).
3.1.2.3 Litofacies 9: Siltstone-Mudstone (AM)
Descripción
Consiste de una secuencia de estratos constituidos de limolitas y lutitas de color gris-rojizo
(Fig. 3.2A), la potencia de cada estrato va desde 0.20 a 0.80 m, y presencia de restos
plantas. Predominante presentan estructuras masivas, pero ocasionalmente se aprecia
estratificación laminar. Los estratos presentan una geometría tabular (Fig. 3.2F). Se
encuentra asociada a la litofacies AS.
Interpretación
Esta litofacies representa a depósitos de inundación (floodplains deposits) (Leleu et al,
2009). La sedimentación se genera cuando la descarga de agua excede la capacidad del
canal y es llevado a la planicie de inundación donde el material fino es suspendido y luego
depositado (Nichols, 2009).
27
La estratificación laminar en planicies de inundación es producida por depositación rápida
del sedimento (Hughes and Lewin, 1982). Este tipo de litofacies es característica
prominente de zonas distales de abanicos aluviales (Nichols and Fisher, 2007).
Figura 3.2 Fotografías de las litofacies encontradas en la Formación Río Playas de la sub-cuenca Rio Playas: (A) Litofacies AC y AM, secuencia de conglomerados y limolitas rojizas. (B) Litofacies AC, estratos de conglomerados con imbricación de clastos. (C) Litofacies AS, depósitos generados por amalgamación de canales. (D) Litofacies AC, conglomerados con gradación normal. (E) Litofacies AS, areniscas con estratificación cruzada. (F) Litofacies AM, secuencia de limolitas y lutitas de color gris.
3.1.3 Asociación de Litofacies
De acuerdo a la asociación de litofacies pertenecientes a cada formación (Tabla 3.1) se
pudo establecer el ambiente de depositación para cada una de ellas.
28
Tabla 3.1 Descripción e interpretación de litofacies resumida.
Descripción Interpretación
Formaciones Casanga y El Naranjo
Litofacies FST: Areniscas de tamaño fino a mediano intercalados con limolitas y arcillas de color gris obscuro de pocos centímetros, gradación normal, estructuras de load cast a la base de los estratos.
Representan turbiditas arenosas (sandy turbidites). Son turbiditas de la división Ta según la descripción de Bouma (1962).
Litofacies GD: Conglomerados grano-soportados, mal sorteados, matriz de arenas gruesas y lodos, los clastos compuestos de rocas volcánicas y cherts, gradación normal. Es común encontrar fósiles como bivalvos, gasterópodos y algas rojas.
Estos depósitos se interpretan como flujos de escombros conglomeráticos (grained debrites). Los clastos volcánicos son transportados hacia el interior de la cuenca por un paso directo (bypassing zone) desde la plataforma.
Litofacies DMS: Son estratos de arenas de tamaño medio a grueso, de color gris con estructura masiva, es común encontrar fósiles marinos. Se nota la presencia de clastos flotantes (floating clasts), ubicados al tope del estrato, además de contactos agudos en la base de los estratos.
Se trata de flujos de escombros arenosos (sandy debrites) depositados por flujos plásticos.
Litofacies SS: Secuencia de estratos de arenas fino granulares y limolitas masivas (litofacies FST y MT), limitado a la base por un plano de deslizamiento, los estratos se encuentran inclinados con respecto al ángulo de depositación normal de los sedimentos.
Se trata de deslizamientos de arenas (sandy slides) en ambiente submarino. Producidos por exceso de carga por la alta tasa de sedimentación.
Litofacies MT: Son estratos de limolitas y lutitas de color gris a café oscuro, presencia de laminación paralela (parallel laminae) a la estratificación, con bordes agudos a la base.
Representan turbiditas lodosas (muddy turbidites) depositadas por corrientes turbidíticas de abanico submarino.
Litofacies SSP: Areniscas de tamaño granular medio, presencia de clastos de lutitas laminadas deformadas dentro del cuerpo de arenas. Estratos arenosos fuertemente plegados con fósiles.
Representan slumps arenosos (sandy slumps), formados por movimientos rotacionales generados en un ambiente de cañones submarinos o parte proximal del abanico submarino.
Formación Rio Playas
Litofacies AC: Conglomerados matriz-soportados, gradación normal, está compuesto de clastos de cuarzo, líticos metamórficos y volcánicos, matriz arenosa y presencia de clastos imbricados.
Los conglomerados se interpretan como depósitos proximales de abanicos aluviales.
Litofacies AS: Arenisca y limolitas, de color rojizo-amarillento, presenta clastos de cuarzo y líticos, es de carácter masivo, a ciertos intervalos presenta estratificación cruzada.
Representan depósitos de bedload depositados por un sistema de ríos trenzados. La estratificación cruzada es común en rellenos de canales.
Litofacies AM: Constituidos de limolitas y lutitas de color gris oscuro, presencia de estratificación laminar en las lutitas y carencia de estructuras en las limolitas.
Esta litofacies representa periodos de sedimentación por suspensión que se han desarrollado en planicies de inundación (floodplains).
29
La Formación El Naranjo (Fig. 3.3A), con un espesor de 200 metros, está compuesta en
gran porcentaje por las litofacies fine sandstone turbidites (35%), muddy turbidites (40%),
y en menor grado sandy slides (10%), debrite massive sandstone (10%), y grained debrites
(5%). Como podemos notar, el predominio de los fine sandstone turbidites y muddy
turbidites, corresponden al 75% de toda la formación. Esta combinación de litofacies (Mutti
and Ricci Lucchi, 1972), nos sugiere que la Formación El Naranjo se depositó en la parte
distal de un abanico submarino.
Figura 3.3. Columnas estratigráficas representativas de los ambientes depositacionales principales de la sub-cuenca Río Playas. (A) Depósitos submarinos lobulares de la Formación Naranjo. (B) Depósitos submarinos lobulares y canales de la Formación Casanga Inferior. (C) Depósitos submarinos de relleno de cañón de la Formación Casanga Superior. (D) Depósitos de abanico aluvial de la Formación Río Playas.
30
La Formación Casanga Inferior (Fig. 3.3B) tiene un espesor de 500 metros, las litofacies
predominantes son fine sandstone turbidites (35%), muddy turbidites (35%), grained
debrites (20%) y debrite massive sandstone (10%). Según los porcentajes de las litofacies,
se ve un incremento de grained debrite y debrite massive sandstone, que tienen formas
canalizadas de acuerdo a la descripción de las litofacies respectivas, indicando que la
formación Casanga Inferior, corresponde a la parte media de un abanico submarino con
presencia de canales submarinos. Mientras que, para la Formación Casanga Superior (Fig.
3.3C), la cual tiene una potencia de 600 metros, las litofacies predominantes son debrite
massive sandstone (30%), grained debrites (20%), fine sandstone turbidites (20%), muddy
turbidites (20%) y sandy slumps (10%). La aparición de slumps dentro de esta formación
conjuntamente con el aumento en el porcentaje de las litofacies debrite massive sandstone
y grained debrite, indica que la formación Casanga Superior pertenecería a la parte
proximal del abanico submarino o relleno de cañones submarinos (Bouma, 1962;
Shanmugam, 2013, 2012). Adicionalmente la presencia de fósiles marinos dentro de las
litofacies debrite massive sandstone y grained debrite, indica la presencia de biohermas
ricas en moluscos, la cuales son erosionadas y redepositadas hacia zonas más profundas.
La Formación Rio Playas (Fig. 3.3D) en el área de estudio tiene una potencia aproximada
de 800 metros. La abundancia relativa de las litofacies incluye: conglomerates (45%),
sandstones (50%) y siltstone-mudstone (5%) que de acuerdo a las descripciones
realizadas estas litofacies pertenecerían a abanicos aluviales en un sistema de ríos
trenzados y planicies de inundación (Leleu et al, 2009).
3.2 RESULTADOS DE LOS ANÁLISIS DE PROCEDENCIA
3.2.1 Análisis de minerales pesados.
Los resultados obtenidos de los análisis de minerales pesados (Fig. 3.4) revelan tres
dominios en la abundancia de dichos minerales. Para definir esta abundancia relativa de
los minerales se utilizó índice ZTR (zircón-turmalina-rutilo) (Hubert, 1962).
Las muestras de la Formación Alamor AHM01 y AHM02 contienen un alto porcentaje de
piroxenos (promedio de 78%), hornblendas (promedio de 7%) y clorita (promedio 12%).
Esta formación presenta un índice nulo de ZTR. Minerales accesorios metamórficos se
encuentran ausentes dentro de esta formación. La clorita generalmente es un mineral
formado en rocas de bajo grado metamórfico, aunque en rocas ígneas es generado por la
31
alteración hidrotermal de minerales ferromagnesianos (Mange and Maurer, 1992). La
asociación de minerales como piroxenos, hornblendas y cloritas sugiere que el área fuente
está fuertemente dominado por rocas volcánicas básicas (ej. Nechaev and Ishpording,
1993).
La Formación El Naranjo, muestras NHM01 y NHM02 y la Formación Casanga Inferior,
muestras CHM01, CHM02, CHM03, CHM04, CHM05 y CHM06, revelan un cambio en el
contenido de minerales pesados con respecto a la Formación Alamor. Muestra un alto
contenido de apatitos euhedrales (promedio 26%), granates (promedio 7%) además de
clinozoicita (promedio 20%) y un moderado alto ZTR (25). El contenido de piroxenos y
hornblendas dentro de esta secuencia disminuye con respecto a la Formación Alamor. La
presencia de zircones euhedrales dentro de esta formación sugiere que los zircones
sufrieron poco transporte y que podrían ser producto de retrabajamiento de material
tobáceo, consecuentemente trasladado hacia el interior de la cuenca (ej. Mange and Otvos,
2005; Ruiz et al, 2004, 2007). La clinozoicita es producto de metamorfismo de grado medio
a bajo, pero en rocas volcánicas ésta se forma por alteración de plagioclasas (Mange and
Maurer, 1992). Piroxenos y hornblendas están fuertemente asociados a rocas volcánicas
básicas, pero de acuerdo a las características de los zircones, apatitos y granates se
sugiere que la fuente de donde proceden los sedimentos de la Formación Naranjo y
Casanga Inferior serían de rocas volcánicas ácidas.
La Formación Casanga Superior, muestras CHM07, CHM08, CHM09 y CHM10, presenta
altos contenidos de piroxenos (promedio 70%), clinozoicita (promedios 7.5%), anfíboles
(promedios 7%) y bajo índice ZRT (6) y ausencia de apatitos y granates. La asociación de
minerales básicos (piroxenos, clinozoicita y anfíboles), sugiere que el área fuente de donde
proceden los sedimentos fueron de rocas volcánicas básicas similares a la fuente que
depositó a la Formación Alamor (ej. Nechaev and Ishpording, 1993).
Finalmente, en la Formación Rio Playas, muestras PHM01, PHM02, PHM03, PHM04 y
PHM05, se aprecia un dominio considerable de pumpelita (promedio 8%), cloritoide
(promedio 17%), cianita (promedio 6%), clinozoicitas (promedio 8%), epidota (promedio 5%)
y muscovita (promedio 8.5%), llegando así al 52% en concentración de minerales
metamórficos además de un bajo índice ZTR (8) y moderados porcentajes de piroxenos y
anfíboles.
32
Figura 3.4 Columna estratigráfica esquemática y diagrama de ocurrencia de minerales pesados (HM) de la sub-cuenca del Río Playas, ploteados en orden estratigráfico desde la base al techo. Las muestras marcadas con estrella roja: edades U-Pb disponibles. La línea roja separa la asociación zircón-turmalina-rutilo (ZTR) de los otros minerales pesados para destacar las tendencias en las asociaciones de los minerales.
33
Pumpelita, cloritoide y clorita, son considerados minerales bajo grado metamórfico y
generados a partir de metamorfismo regional (Miyashiro, 1973). Muscovita es un mineral
que está presente en rocas metamórficas de diferentes grados metamórficos
especialmente en esquistos y gneis. En la parte superior de la Formación Río Playas está
presente cianita, este mineral ocurre en gneises y esquistos pelíticos y es considerada
como indicador de metamorfismo regional de alto grado (Mange and Maurer et al, 1992).
La asociación de minerales presentes en la Formación Río Playas, sugiere que los
depósitos sedimentarios se generaron a partir de la exposición y erosión de rocas
metamórficas de bajo-alto grado metamórfico, con participación de rocas volcánicas.
3.2.2 Análisis QFL (cuarzo-feldespato-lítico)
Las proporciones relativas de granos detríticos, principalmente cuarzo (Q), feldespatos (F)
y fragmentos de rocas (L), combinados con el tamaño de los granos, permiten dar un
nombre formal a la roca (Dott, 1964; Folk et al., 1970). De acuerdo a esas clasificaciones,
los depósitos arenáceos de las formaciones Alamor y El Naranjo son principalmente
litoarenitas feldespáticas fino-granulares, las arenas de la Formación Casanga, van desde
arcosas líticas hasta litoarenitas arenáceas, mientras que las areniscas de la Formación
Río Playas, son esencialmente litoarenitas (Fig. 3.5A).
Las muestras ploteadas en los diagramas de discriminación (Dickinson, 1985) nos permiten
distinguir dos dominios principales para las formaciones estudiadas. La Formación Alamor
(AHM02) muestra que la zona fuente de los sedimentos provienen de un arco volcánico no
disectado (Fig. 3.5B, C y D), donde se aprecia un considerable contenido de líticos
volcánicos y feldespatos además de un bajo contenido de cuarzo. Para la Formación El
Naranjo (NHM01 y NHM02), se aprecia un aumento en el contenido de feldespatos y
disminución de líticos volcánicos al igual que un contenido bajo de cuarzo monocristalino
(Fig. 3.5B, C y D), lo cual indica que los sedimentos se formaron a partir un arco volcánico
transicional.
La Formación Casanga Inferior (CHM04, CHM11, CHM12, CHM13, CHM014), presenta un
contenido mayor de feldespatos y líticos volcánicos y presencia de cherts, la Formación
Casanga Superior (CHM08, CHM09, CHM16 y CHM17), contiene una mayor cantidad de
fragmentos volcánicos que feldespatos (Fig. 3.5B, C y D), los diagramas QFL y QmFLt
muestran que el área de aporte para la Formación Casanga está relacionada con arcos
volcánicos transicionales.
34
Figura 3.5 Diagramas de procedencia en los depósitos de la sub-cuenca Río Playas. (A). Diagrama ternario con campos de discriminación usando la terminología de Folk (1980). (B) Diagrama ternario de cuarzo monocristalino (Qm), feldespato (F) y líticos (Lt). (C) Diagrama ternario de cuarzo (Q), feldespato (F) y líticos (L) (Dickinson et al., 1983). (D) Diagrama ternario de líticos metamórficos (Lm), líticos sedimentarios (Ls) y líticos volcánicos (Lv). CI: continental interior, TC: continental transicional, RO: orogenia reciclada, BU: basamento levantado, DA: arco magmático disectado, TA: arco magmático transicional, UA: arco magmático no disectado, M: mixto, QR: cuarzo reciclado, TR: transicional reciclado, LR: lítico reciclado. Los diagramas ternarios fueron creados usando Ternplot (Zahid and Barbeau, 2011).
Sin embargo, la Formación Río Playas (PHM11 y PHM12) ubicada en la parte superior de
la sub-cuenca Río Playas presenta en gran porcentaje fragmentos metamórficos de
esquistos de muscovita y cuarzo, cuarzo policristalino y en menor porcentaje fragmentos
volcánicos, que según los diagramas QFL y QmFLt (Dickinson et al., 1983), indican que la
zona fuente de donde provienen los sedimentos es predominantemente de una orogenia
lítica reciclada (Fig. 3.5B, C, D).
3.2.3 Análisis geoquímico en clinopiroxenos
Todos los clinopiroxenos analizados fueron ópticamente homogéneos. Los análisis
geoquímicos realizados en clinopiroxenos de las unidades sedimentarias de la sub-cuenca
35
Río Playas, fueron usados para determinar las afinidades magmáticas de las regiones
fuente. Todos los piroxenos analizados en este estudio, indican que son clinopiroxenos de
composiciones diópsicas a augíticas (Fig. 3.6A), como se indica en el diagrama de
wollastonita (Wo), enstantita (En) y ferrosilita (Fs) (Morimoto, 1989).
Clinopiroxenos extraídos de rocas volcano-sedimentarias de la Formación Alamor
(AHM02), según el diagrama discriminatorio Ca+Na vs Ti (Leterrier et al., 1982), sugiere
que la fuente de origen está en el campo subalcalino (de composición toleítica o calco-
alcalina) debido a las bajas concentraciones de Ti. El diagrama Ti vs Al y el diagrama Ca
vs Ti+Cr (Leterrier et al., 1982), señalan que se trata de basaltos toleíticos generados por
magmas formados en zonas de subducción (Fig. 3.6B, C y D). De esta manera concluimos
que la Formación Alamor es producto de la exposición y erosión de rocas procedentes de
un arco volcánico de composición toleítica.
Figura 3.6 (A) Composición de clinopiroxenos (Morimoto, 1988) de la Formación Alamor. (B)
Diagrama discriminatorio Ti vs Ca+Na. (C) Diagrama discriminatorio Ti+Cr vs Ca. (D) Diagrama
discriminatorio Ti vs Al para clinopiroxenos de la Formación Alamor.
3.2.4 Análisis de las dataciones U-Pb
Los resultados de edades U-Pb nos permiten restringir la procedencia de los sedimentos
cretácicos (Fig. 3.7) de la sub-cuenca Río Playas que se agrupan en tres rangos principales:
36
84-100 Ma (Albiano-Santoniano), 530-600 Ma (Neoproterozoico Tardío a Cámbrico
Temprano) y 1470-1520 Ma (Mesoproterozoico Temprano).
La Formación Casanga, muestras CHM03 y CHM08 muestran un pico unimodal a los 84-
100 Ma (98%) que corresponden al Albiano-Santoniano. Unos pocos granos de la muestra
CHM03, presentan edades más jóvenes que la edad de depositación (Coniaciano-
Maastrichtiano), esos granos fueron excluidos de los diagramas de probabilidad relativa.
Figura 3.7 Histogramas de edades U-Pb (barras blancas) y funciones de densidad probabilística (curva azul) representando los resultados geocronológicos de zircones detríticos para 3 muestras de la sub-cuenca Río Playas. Las muestras presentadas están en orden estratigráfico (la más antigua a la base). Formación Río Playas (muestra PHM-04), Formación Casanga Superior (muestra CHM-08) y Formación Casanga Inferior (muestra CHM-03).
37
En contraste, el espectro de edades de zircones detríticos en la muestra PHM03 de la
Formación Río Playas, contiene al menos tres poblaciones de edades dominantes, con
picos de 87-100 Ma (11%) Albiano-Coniaciano, 530-600 Ma (19%) Neoproterozoico Tardío-
Cámbrico Temprano y 1450-1580 Ma (38%) Mesoproterozoico Temprano.
3.2.5 Interpretación de los análisis de procedencia
Se identificaron cuatro cambios en la procedencia del sedimento, basados en cambios en
la composición de minerales pesados, composición petrográfica, análisis geoquímicos de
piroxenos, orientación de paleocorrientes y espectro de edades en zircones detríticos.
El primer cambio ocurre entre 100 a 150 m (Fig. 3.4), en la Formación Alamor, donde la
composición geoquímica de los clinopiroxenos, análisis petrográficos y análisis de
minerales pesados señalan que el área fuente de los sedimentos, provienen de basaltos
toléticos generados en arcos volcánicos no disectados.
El segundo cambio ocurre en los depósitos de las formaciones Naranjo y Casanga Inferior
entre 200 – 800 m (Fig. 3.4), donde los análisis de minerales pesados junto con análisis
petrográficos muestran que los depósitos son procedentes en su mayoría de rocas de un
arco volcánico transicional de composición ácida por el alto contenido de apatitos y
zircones euhedrales. Edades de zircones detríticos señalan un pico unimodal de 84-100
Ma lo que implica un vulcanismo contemporáneo a la edad de depositación de las
formaciones Naranjo y Casanga Inferior, con dirección de paleocorriente hacia el noroeste.
El tercer cambio se produce de 800 – 1200 m (Fig. 3.4), en la Formación Casanga Superior,
donde el análisis petrográfico y de minerales pesados sugiere que los sedimentos
depositados en esta formación provienen de la erosión de edificios volcánicos
transicionales de composición básica. Edades U-Pb en zircones detríticos señalan un pico
unimodal de 87-100 Ma.
Finalmente, la Formación Río Playas entre 1250 – 1800 m (Fig. 3.4), los análisis de
minerales pesados y análisis petrográfico, indican que proviene predominantemente de la
exposición y erosión de rocas de orogenia reciclada, lo cual es corroborado con la
determinación de edades de zircones detríticos que indican tres picos de 88-100 Ma (11%),
530-600 Ma (19%) y 1450-1600 Ma (38%). Las direcciones de paleocorrientes indican
flujos orientados hacia el norte.
Las orientaciones de las paleocorrientes hacia el noroeste en la Formación Casanga,
indican que las fuentes de los sedimentos vienen del sur o del este de la cuenca Alamor-
38
Lancones. Las fuentes potenciales incluyen (1) la Cordillera Real y (2) el Arco volcánico
Celica.
El espectro de edades de las muestras CHM03 y CHM08 de la Formación Casanga carece
de poblaciones de zircones Paleozoicos, Neoproterozoicos, Mesoproterozoicos y
Paleoproterozoicos encontrados en la Cordillera Real de Ecuador y Macizo de Olmos en
Perú (Cochrane et al., 2014a, 2014b; Chew et al; 2007, 2008; Spikings et al., 2014), lo cual
sugiere que en el Cretácico Superior (Coniciano-Maastrichtiano), existe una barrera
topográfica entre la Cuenca Alamor-Lancones y la Cordillera Real. En base a la arquitectura
de la cuenca junto con las edades en zircones detríticos (87-100 Ma), además de las
minerales pesados de origen volcánico, la fuente principal de sedimentos para las
formaciones Casanga y El Naranjo sería el arco volcánico bimodal de Celica, que se
prolonga al menos hasta el Santoniano. Las rocas volcánicas de la Formación Celica en el
Ecuador y la Formación La Bocana en el Perú (Aguirre et al, 1992; Winter, 2008; Winter et
al, 2010), serían tentativamente las formaciones fuente de estos sedimentos.
De igual manera las orientaciones de las paleocorrientes hacia el norte en la Formación
Río Playas, indican que las fuentes de los sedimentos se localizan del sureste de la cuenca
Alamor-Lancones. Las fuentes que influenciarían en la depositación de esta formación
serían: (1) la Cordillera Real, (2) Arco volcánico Celica y (3) el Cratón Sudamericano.
Un pronunciado pico en las edades 1450-1600 Ma de la Formación Río Playas es común
en zircones mesoproterozoicos que provienen de la provincia Rio Negro-Jurena (Cordani
et al., 2000; Tassinari et al., 1996; Almeida et al., 2000) también en zircones de los terrenos
Salado y Chaucha de la cordillera Real en el Ecuador (Litherland et al., 1994; Cochrane et
al, 2014a).
Otro rango de edades importantes 530-600 Ma, cual ha sido interpretada como procedente
del cinturón brasiliano (500-700 Ma.) formado por la amalgamación de Gondwana
(Reimann et al., 2010; Cochrane at al., 2014b; Gombojav and Winkler, 2008; Litherland et
al., 1985), sin embargo, este rango de edades en zircones detríticos también conforma un
grupo muy importante en rocas sedimentarias jurásicas y paleozoicas de la Cordillera Real
(Cochrane et al., 2014a, 2014b; Spikings et al., 2014). Una clase menos predominante en
la Formación Río Playas son zircones 87-110 Ma que pertenecerían a el arco volcánico
Celica de edad cretácica (Winter, 2008; Winter et al, 2010). Como resultado se concluye
que las fuentes tentativas, de los sedimentos pertenecientes a la Formación Río Playas,
provienen de la erosión de rocas sedimentarias paleozoicas-jurásicas de la Cordillera Real
y de un pequeño aporte de sedimentos del arco volcánico Celica.
39
CAPÍTULO IV: DISCUSIÓN
4.1 RECONSTRUCCIÓN DE LA SUB-CUENCA RÍO PLAYAS
Se propone un modelo refinado para la evolución geológica de la cuenca de antearco
Alamor-Lancones basados en nuevos datos. Un trabajo mejorado de campo para las series
sedimentarias, análisis de procedencia, geoquímica de clinopiroxenos, y datos
geocronológicos ayudaran a la reconstrucción de la evolución en la Cuenca Alamor-
Lancones, entre el Coniaciano-Eoceno involucrando las regiones fuentes dictadas por el
desarrollo de la tectónica.
4.1.1 Coniaciano-Maastrichtiano Temprano (89-70 Ma): Depositación
de la serie sedimentaria marina profunda.
La composición sedimentológica de las formaciones El Naranjo y Casanga, de edad
Coniaciano-Maastrichtiano, depositadas en un ambiente marino profundo de acuerdo a las
litofacies descritas en el Capítulo III, es consistente con la derivación de un arco volcánico
desarrollado entre el Albiano-Santoniano. Esta observación sugiere que el arco volcánico
Celica se desarrolló como un edificio topográfico, el cual ha bloqueado el drenaje del sur,
impidiendo la llegada de depósitos detríticos de otras fuentes (Fig. 4.1A).
La variación en la concentración de minerales pesados y edades detríticas cretácicas nos
permite deducir que el arco volcánico Celica es un arco de composición bimodal (toleítico-
calcoalcalino) (Aguirre, 1992; Winter, 2008; Winter et al, 2010), generado por la subducción
de la placa Farallón sobre el margen continental Sudamericano (Pindell and Kennan, 2009;
Vallejo et al., 2009; Soler and Bonhomme, 1990) y que se extiende al menos hasta el
Santoniano. Este vulcanismo puede ser correlacionado con el Batolito de la Costa en el
Perú que constituye una serie de granitoides de edades comprendidas entre 102-59 Ma
(McBride, 1977; Stewart et al., 1974; Clark et al., 1990; Soler and Bonhomme, 1990).
4.1.2 Maastrichtiano Tardío – Paleoceno Temprano (70-60 Ma):
Exhumación de la Cuenca Alamor-Lancones.
Durante el Campaniano Tardío-Maastrichtiano (73-70 Ma), se produce la colisión del
Plateau de Caribe contra la margen Sudamericano (Vallejo et al, 2009; Luzieux et al., 2006;
Luzieux, 2007), dicha colisión genera el levantamiento y exhumación de los terrenos de
todo el margen continental. Este evento ha sido evidenciado en la Cuenca Alamor-
Lancones por la presencia de una gran inconformidad erosional al tope de la Formación
40
Casanga de origen marino profundo (Jaillard et al, 1996; Hungerbuhler et al., 2002),
seguido de la Formación Río Playas depositada en un ambiente continental.
Figura 4.1 Esquema de modelo paleotectónico para el desarrollo del este de la Cuenca Alamor-Lancones y de las áreas adyacentes desde el Coniaciano al Eoceno (no escala).
Entre 68 y 65 Ma se produce un evento compresional en el Bloque Amotape-Tahuín, tal
evento fue registrado por edades de traza de fisión en zircones y apatitos además de la
inclinación de todo el Bloque Amotape-Tahuín (Spikings et al., 2005; Riel et al., 2014). Al
este de la Cuenca Alamor-Lancones se registra a los 60 Ma una fase de rápida exhumación
(Ruiz et al., 2004) y reseteo de edades en granitos triásico, en la Cordillera Real (Litherland
et al., 1994; Herbert and Pichler, 1983),
Dicho suceso también ha sido evidenciado en la cuenca de trasarco-antepaís del Oriente
(Ecuador), principalmente por la presencia de minerales metamórficos dentro de la
secuencia sedimentaria, periodos de no depositación, inversión tectónica, la emersión de
depósitos de ambiente marino y la depositación de sedimentos de origen continental a
partir del Paleoceno (Fig. 4.1B; Rosero, 1997; Rivadeneira and Baby, 1999; Faucher and
Savoyat, 1973; Bristow and Hoffstetter, 1977).
41
4.1.3 Paleoceno Tardío-Eoceno (60-45 Ma): Depositación de la serie
sedimentaria continental.
Después de la colisión, depósitos siliciclásticos continentales dominaron en la parte este
de la Cuenca Alamor-Lancones (Formación Río Playas). El cambio en la procedencia de
los sedimentos en la cuenca, está registrado por la abundancia relativa de minerales
metamórficos que predominan en esta serie sedimentaria y una baja cantidad de minerales
de origen volcánico. Edades en zircones detríticos, muestran picos en el Cretácico,
Paleozoico, y Mesoproterozoico dentro de la Formación Río Playas. Estas observaciones
reflejan el levantamiento de la Cuenca Alamor-Lancones y de la Cordillera Real, donde los
sedimentos son transportados por ríos (Jailliard et al, 1996; Hungerbuhler et al., 2002), que
vienen desde la Cordillera Real, atraviesan el arco volcánico Celica y son depositados en
la cuenca en forma de abanicos aluviales (Fig. 4.1C)
CAPÍTULO V: CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
5.1 CONCLUSIONES
ü Análisis de procedencia en los volcano-sedimentos de la Formación Alamor, de
edad Albiano-Turoniano, sugieren que provienen de la exposición y erosión de
rocas procedentes de un arco volcánico toleítico llamado arco volcánico Celica de
edad Albiano.
ü El análisis estratigráfico y sedimentológico en las formaciones Casanga y El
Naranjo de edades Coniaciano–Maastrichtiano temprano indican que los
sedimentos fueron depositados en un ambiente de abanicos submarinos. Análisis
de procedencia apuntan a que estas formaciones se depositaron durante la
presencia de un vulcanismo ácido en la Cuenca Alamor-Lancones.
ü La exposición y erosión de la parte superior de la Formación Casanga (Jaillard et
al, 1996; Hungerbuhler et al., 2002) es generado posiblemente por varios eventos
compresionales que sufre la Cuenca Alamor-Lancones durante el Maastrichtiano
Superior al Paleoceno Inferior (Gabriele, 2002; Riel, 2012; Spikings et al., 2005;
Wipf, 2006). Dichos eventos están relacionados con la acreción de plateau oceánico
del Caribe al margen sudamericano entre 70-73 Ma (Luzieux et al., 2006; Vallejo et
al., 2006; Ruiz et al., 2007).
ü Durante en Paleoceno Tardío –Eoceno, se produce la depositación de sedimentos
de origen continental al noreste de la Cuenca Alamor-Lancones. Los análisis de
42
procedencia indican que los sedimentos principalmente provienen de la erosión y
exposición de rocas metamórficas de la Cordillera Real.
5.2 RECOMENDACIONES
ü Se recomienda realizar nuevas dataciones bioestratigráficas en las formaciones El
Naranjo, Casanga y Río Playas para ver la posibilidad de que se encuentren nuevos
microfósiles marcadores, que permitan precisar los rangos de depositación, ya que
las realizadas por Ordoñez et al., 2006 presentan amplios rangos de edades, lo que
hace difícil crear un modelo geológico.
ü Ante la posibilidad de la existencia de un dominio paleogeográfico, diferente al
estudiado en la sub-cuenca Río Playas, al oeste de la cuenca Alamor-Lancones, se
recomienda realizar análisis de procedencia y un buen análisis estratigráfico en
dicha zona para determinar la relación entre los dos dominios.
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Ø Aguirre, L. (1989). Metamorfismo pre orogénico cretácico y marco geotectónico,
Cordillera Occidental de Colombia (perfil Buga-Buenaventura). Rev. Geol. Chile, 16,
p. 123-144.
Ø Aguirre, L. (1992). Metamorphic pattern of the Cretaceous Celica Formation, SW
Ecuador, and its geodynamic implications. Tectonophysics 205, p. 223-237.
Ø Aguirre, L., and Atherton, M.P., (1987). Low grade metamorphism and geotectonic
setting of the Macuchi Formation, Western Cordillera of Ecuador. J. Metamorph.
Geol., 5, p. 473-494.
Ø Almeida, F.F.M., de Brito Neves, B.B., Dal Ré Carneiro, C. (2000). The origin and
evolution of the South American Platform. Earth Science Reviews 50 (1/2), p. 77–
111.
Ø Arche, A. (2010). Facies, sedimentología y análisis de cuencas sedimentarias.
Sedimentología del proceso físico a la cuenca sedimentaria, Consejo Superior de
Investigaciones Científicas, Madrid, II, p. 15-52.
43
Ø Arnott, R.W.C. (2010). Deep-Marine Sediments and Sedimentary Systems. In
Facies Models 4. Edited by N.P. James and R.W. Dalrymple. The Geological
Association of Canada. p. 295–322.
Ø Aspden J.A, Bonilla W., Duque, P. (1995). The El Oro Metamorphic Complex,
Ecuador: geology and economic mineral deposits. British Geological Survey,
Nottingham.
Ø Aspden, J.A., and Litherland, M. (1992). The geology and Mesozoic collisional
history of the Cordillera Real, Ecuador, in Oliver, R.A., et al., eds., Andean
Geodynamics: Tectonophysics, v. 205, p. 187–204.
Ø Best, J.L., Ashworth, P.J., Bristow, C.S., Roden, J. (2003). Three-dimensional
sedimentary architecture of a large, mid-channel sand braid bar, Jamuna River,
Bangladesh: Journal of Sedimentary Research, v. 73, p. 516–530.
Ø Booth, J.S., O’Leary, D.W., Popenoe, P., Danforth, W.W. (1993). U.S. Atlantic
continental slope landslides: their distribution, general attributes, and implications.
In: Schwab, W.C., Lee, H.J., Twichell, D.C. (Eds.), Submarine Landslides: Selected
Studies in the U.S. Exclusive Economic Zone, U.S. Geol. Surv. Bull. 2002, pp. 14–
22.
Ø Bouma, A.H. (1962). Sedimentology of Some Flysch Deposits, Agraphic Approach
to Facies Interpretation. Elsevier, Amsterdam, p. 168.
Ø Bristow, C.R. and Hoffstetter, R. (1977). Ecuador. In: Lexique Stratigraphique
International, Vol. 5a2. 2éme édn., CNRS, Paris.
Ø Bristow, C.S. (1993). Sedimentary structures exposed in bar tops in the
Brahmaputra River, Bangladesh. In: Braided Rivers (Eds J.B. Best and C.S. Bristow),
p. 277–289. Special Publication 75, Geological Society Publishing House, Bath.
Ø Caracciolo, L., Orlando, A., Marchev, P., Critelli, S., Manetti, P., Raycheva, R., Riley,
D. (2016). Provenance of Tertiary volcanoclastic sediment in NW Thrace (Bulgaria):
Evidence from detrital amphibole and pyroxene geochemistry. Sedimentary
Geology 336, p. 120-137.
Ø Carto, S.L., Eyles, N. (2012). Sedimentology of the Neoproterozoic (c. 580 Ma)
Squantum ‘Tillite’, Boston Basin, USA: Mass flow deposition in a deep-water arc
basin lacking direct glacial influence. Sedimentary Geology 269, p. 1-14.
44
Ø Chang, A.S., and Grimm, K.A. (1999). Speckled beds: Distinctive gravity-flow
deposits in finely laminated diatomaceous sediments, Miocene Monterey Formation,
California. Journal of Sedimentary Research, v. 69, p. 122-134.
Ø Chew, D., Magna, T., Kirkland, C.L., Miskovic, A., Cardona, A., Spikings, R.,
Schaltegger U. (2008). Detrital zircon fingerprint of the Proto-Andes: Evidence for a
Neoproterozoic active margin?. Precambrian Research 167, p. 186-200.
Ø Chew, D., Schaltegger, U., Kosler, J., Whitehouse, M.J., Gutjahr, M., Spikings, R.A.,
Miskovıc, A. (2007). U-Pb geochronologic evidence for the evolution of the
Gondwanan margin of the north-central Andes: Geological Society of America
Bulletin, v. 119, p. 697–711.
Ø Clark, A.H., Farrar, E., Kontak, D.J., Langridge, R.J., Arenas, M.J., France, L.J.,
McBride, S.L., Woodman, P.L., Wasteneys, H.A., Sandeman, H.A., and Archibald,
D.A. (1990). Geologic and Geochronological Constraints on the Metallogenic
Evolution of the Andes of Southeastern Peru: Economic Geology and the Bulletin of
the Society of Economic Geologists, v. 85, p. 1520-1583.
Ø Cochrane, R., Spikings, R., Gerdes, A., Ulianov, A., Mora, A., Villagómez, D., Putlitz,
B., Chiaradia, M. (2014a). Permo-Triassic anatexis, continental rifting and the
disassembly of western Pangaea. Lithos 190–191, 383–402.
Ø Cochrane, R., Spikings, R., Gerdes, A., Winkler, W., Ulianov, A., Mora, A., Chiaradia,
M. (2014b). Distinguishing between in-situ and accretionary growth of continents
along active margins. Lithos 202-203, p. 382-394.
Ø Collinson, J. (1969). The Sedimentology of the Grindslow Shales and the
Kinderscout Grit: a deltaic complex in the murian of Northern England. J. Sedimen.
Petrol., 39, p. 194-221.
Ø Collinson, J.D., Mountney, N.P., Thompson, D.B., 2006. Sedimentary Structures,
Third Edition. Terra Publishing, Harpenden.
Ø Cordani,U.G., Sato, K., Teixeira,W., Tassinari, C.C.G., Basei, M.A.S. (2000). Crustal
evolution of the South American platform. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz
Filho, A., Campos.
Ø Dalrymple, R.W. (2010). Tidal depositional systems, in Facies Models 4 N.P. James
and R.W. Dalrymple (eds.). St. John’s, Newfoundland, Geological Association of
Canada, p. 201-231.
45
Ø Dickinson, W. R. (1970). Interpreting detrital modes of graywacke and arkose: Jour.
Sed. Petrology, v. 40, p. 695-707.
Ø Dickinson, W. R. (1985). Interpreting provenance relations from detrital modes of
sandstones. In: Zuffa, G. G. (ed.) Provenance of Arenites. Reidel Publishing
Company, Dordrecht, 331–361.
Ø Dickinson, W.R., Beard, L.S., Brackenridge, G.R., Erjavec, J.L., Fergusen, R.C.,
Inman, K.F., Knepp, R.A., Lindenberg, F.A., Ryberg, P.T. (1983). Provenance of
North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geological
Society of America Bulletin 94, p. 222–235.
Ø Dott, R.H. (1964). Wacke, greywacke and matrix; what approach to immature
sandstone classification? SEPM Journal of Sedimentary Research. 34 (3), p. 625–
632.
Ø Faucher, B.and Savoyat, E. (1973). Esquisse géologique des Andes de l’Equateur.
Rev. Géographie Phys. Géol. Dyn. (2), XV (fasc. 1-2), p. 115-142.
Ø Folk, R.L., Andrews, P.B. Lewis, D.W. (1970). Detrital sedimentary rock
classification and nomenclature for use in New Zealand. New Zealand Journal of
Geology and Geophysics 13, p. 937–968.
Ø Gabriele, P. (2002). HP terranes exhumation in an active margin setting: Geology,
petrology and geochemistry of the Raspas Complex in SW Ecuador, Unpublished
PhD Thesis, Univ. of Lausanne, Switzerland
Ø Gansser, A. (1973). Facts and theories on the Andes. Journal of the Geological
Society v. 129 p. 93-131.
Ø Gazzi, P. (1966). Le arenarie del flysch sopracretaceo dell’Appennino modenese;
correlazioni con il flysch di Monghidoro: Mineralogica e Petrografica Acta, v. 12, p.
69-97.
Ø Gehrels, G. (2014). Detrital Zircon U-Pb Geochronology Applied to Tectonics.
Annual Review of Earth and Planetary Sciences, (42), 127-149.
Ø Gombojav, M., Winkler, W. (2008). Recycling of Proterozoic crust in the Andean
Amazon foreland of Ecuador: implications for orogenic development of the Northern
Andes. Terra Nova 20, 22–31.
Ø Grimm, K.A., and Orange, D.L. (1997). Synsedimentary fracturing, fluid migration,
and subaqueous mass wasting: Intrastratal microfractured zones in laminated
46
diatomaceous sediments, Miocene Monterey Formation, California, USA: Journal of
Sedimentary Research, v. 67, p. 601–613.
Ø Herbert, H., and Pichler, H. (1983). K-Ar ages of rocks from the Eastern Cordillera
od Ecuador. Zeitschrift der deutschen Geologischen Gesellschaft, vol. 134, p. 483-
493.
Ø Heward, A.P. (1978) Alluvial fan sequence and megasequence models: with
examples from Westphalian D–Stephanian B coalfields, northern Spain. In: Fluvial
Sedimentology (Ed. Miall, A.D.). Memoir 5, Canadian Society of Petroleum
Geologists, Calgary, p. 669–702.
Ø Hubert, J.F. (1962). A Zircon-tourmaline-rutile maturity index and the
interdependence of the composition of heavy mineral assemblages with the gross
composition and texture of sandstones: Jour. Sedimentary Petrology, v. 32, p. 440–
449.
Ø Hughes, D.A. & Lewin, J. (1982). A small-scale flood plain. Sedimentology, 29, 891–
895.
Ø Huhnerbach, V., and Masson, D.G. (2004). Landslides in the North Atlantic and its
adjacent seas: an analysis of their morphology, setting and behavior. Marine
Geology 213, p. 343-362.
Ø Hungerbuhler, H., Steinmann, M., Winkler, W., Seward, D., Eguez. A., Peterson,
D.E., Helg, U., Hammer, U. (2002). Neogene stratigraphy and Andean geodynamics
of southern Ecuador. Earth-Science Reviews 57, p. 75-124.
Ø Iddings, A., and Olsson, A.A. (1928). Geology of Northwest Peru. American
Association of Petroleum Geologists Bulletin 12, p. 1-39.
Ø INIGEMM, (2013). Memoria técnica hoja geológica de Cariamanga escala
1:100.000.
Ø Jaillard, E., Laubacher, G., Bengtson, P., Dhondt, A., Bulot, L. (1999). Stratigraphy
and evolution of the Cretaceous forearc Celica–Lancones basin of southwestern
Ecuador. Journal of South American Earth Sciences 12 (1), 51–68.
Ø Jaillard, E., Ordoñez, M., Berrones, G., Bengtson, P., Bonhomme, M., Jimenez, N.,
Zambrano, I. (1996). Sedimentary and tectonic evolution of the arc zone of
southwestern Ecuador during Late Cretaceous and Early Tertiary times. Journal of
South American Earth Sciences 9, p. 131–140.
47
Ø John, T., Scherer, E.E., Schenk, V., Herms, P., Halama, R., Garbe-Schönberg, D.
(2010). Subducted seamounts in an eclogite–facies ophiolite sequence: The
Andean Raspas Complex, SW Ecuador, Contrib. Mineral. Petrol., 159, 265–284.
Ø Kennerley, J.B. (1973). Geology of the Loja Province, southern Ecuador. Institute of
Geological Sciences, Report 23, p. 1–34.
Ø Le Bas, M.J. (1962). The role of aluminium in igneous clinopyroxenes with relation
to their parentage. Am. J. Sci., v. 260, p. 267–288.
Ø Lebrat, M. (1985). Caractérisation géochimique du volcanisme anté-orogénique de
l’Occident Equatorien: implications géodynamiques. Doc. Trav. Centre Géol.
Géophys. Montpellier, 6, p. 1-118.
Ø Leleu, S., Hartley, A., Williams B. (2009). Large-scale alluvial architecture and
correlation in a triassic pebbly braided river system, lower Wolfville Formation
(Fundy Basin, Nova Scotia, Canada): Journal of Sedimentary Research, v. 79, p.
265-286.
Ø Leopold, L., and Wolman, M. (1957). River channel patterns: braided, meandering
and straight. US Geol. Sur., Prof. Paper, 262B, p. 9-85.
Ø Leterrier, J., Maury, R., Thonon, P., Girard, D., Marchal, M. (1982). Clinopyroxene
composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic
series: Earth and Planetary Science Letters, v. 59, p. 139-154.
Ø Lewis, K.B. (1971). Slumping on a continental slope inclined at 1o–4o.
Sedimentology 16: p. 97–110.
Ø Lewis, K.B. (1974). Upper Tertiary rocks from the continental shelf and slope off
southern Hawke Bay. N. Z. J. Marine Freshwater Res., 8, 663-670.
Ø Litherland, M., Aspden, J., Jemielita, R.A. (1994). The metamorphic belts of Ecuador.
Overseas Mem. Br. Geol. Surv. 11, 1–147.
Ø Litherland, M., Klinck, B.A., Oconnor, E.A., and Pitfield, P.E.J. (1985). Andean-
trending mobile belts in the Brazilian shield. Nature 314, 345–348.
Ø Litherland, M., Zamora, A., Eguez, A., Aspden, J., Baez, N., Beate, B., Benitez, S.,
Jaillard, E., Van Thournout, F. (1993). Mapa geológico de la República del Ecuador,
escala 1: 1,000,000. British Geological Survey, Keyworth.
48
Ø Lowe, D.R. (1982). Sediment gravity flows: II. Depositional models with special
reference to the deposits of high-density turbidity currents. Journal of Sedimentary
Petrology, v. 52, 279–297.
Ø Luzieux, L.D.A. (2007). Origin and Late Cretaceous–Tertiary Evolution of the
Ecuadorian Forearc. Ph.D. thesis, Zürich, Switzerland, Institute of Geology, ETH
Zürich.
Ø Luzieux, L.D.A., Heller, F., Spikings, F., Vallejo, C.F., and Winkler, W. (2006). Origin
and Cretaceous tectonic history of the coastal Ecuadorian forearc between 1°N and
3°S: Paleomagnetic, radiometric and fossil evidence: Earth and Planetary Science
Letters, v. 249, 400–414.
Ø Mange, M.A., Maurer, H.F.W. (1992). Heavy Minerals in Colour. Chapman and Hall,
London. 1-133
Ø Mange, M.A., and Otvos, E.G. (2005). Gulf coastal plain evolution in West Louisiana:
Heavy mineral provenance and Pleistocene alluvial chronology. Sedimentary
Geology 182, p. 29-57.
Ø Marsaglia, K.M., Barone, M., Critelli, S., Busby, C., Flacker-Adams, B. (2015).
Petrography of volcaniclastic rocks in intra-arc volcano-bounded to fault-bounded
basins of the Rosario segment of the Lower Cretaceous Alisitos oceanic arc, Baja
California, Mexico. Sedimentary Geology, 1-9.
Ø McBride, S.L. (1977). A K-Ar study of the Cordillera Real Bolivia and its regional
setting: Kingston, Canada, Queens University.
Ø Miall, A.D. (1977). A review of the braided-river depositional environment: Earth-
Science Reviews, v. 13, 1–62.
Ø Miall, A. (1991). Hierarchies of architectural units in terrigenous clastic rocks, and
their relationship to sedimentation rate, MiallyTyler, eds. The three-dimensional
facies architecture of terrigenous clastic sediments and its implications for
hydrocarbon discovery: Society of Economic Paleontologist and Mineralogist,
Concepts, Concepts in Sedimentology and Paleontology, 3, p. 6-12.
Ø Miyashiro, A. (1973). Metamorphism and Metamorphic Belts. London: Allen & Unwin.
Ø Morimoto, N. (1989). Nomenclature of pyroxenes. Can Mineral, v. 27, 143-156
Ø Morton, A., Fanning, M., Berry, J.H. (2014). Heavy mineral provenance of the
Mesozoic succession in Andoya, northern Norway: implications for sand transport
in the Voring Basin. In: Scott, R. A., Smyth, H. R., Morton, A. C. & Richardson, N.
49
(eds) 2014. Sediment Provenance Studies in Hydrocarbon Exploration and
Production. Geological Society, London, Special Publications, 386, 143–161.
Ø Mourier, T., Bengtson, P., Bonhomme, M., Buge, E., Cappetta, H., Crochet, J.-Y.,
Feist, M., Hirsch, K.F., Jaillard, E., Laubacher, G., Lefranc, J.P., Moullade, M.,
Noblet, C., Pons, D., Rey, J., Sigé, B., Tambareau, Y., Taquet, P. (1988). The Upper
Cretaceous-Lower Tertiary marine to continental transition in the Bagua Basin,
northern Peru. Newsletters on Stratigraphy 19, 143–177.
Ø Mutti, E., Ricci Lucchi, F. (1972). Turbidites of the northern Apennines, introduction
to facies analysis (English translation by T.H. Nilsen, 1978). International Geology
Review 20, 125-166.
Ø Nechaev, V.P., and Ishpording, W.C. (1993). Heavy-mineral assemblages of
continental margin as indicators of platetectonic environments: J. Sediment. Petrol,
v. 63, 1110-1117.
Ø Nichols, G., (2009). Sedimentology and Stratigraphy. Second edition, Wiley-
Blackwell, 129-150.
Ø Nichols, G.J. and Fisher, J.A. (2007). Processes, facies and architecture of fluvial
distributary system deposits. Sedimentary Geology, 195, 75–90.
Ø Nisbet, E., Pearce, J. (1977). Clinopyroxene Composition in Mafic Lavas from
Different Tectonic Settings: Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 63, 149-
160.
Ø Noble, S. R., Aspden J. A., Jemielita R. (1997). Northern Andean crustal evolution:
New U–Pb geochronological constraints from Ecuador, Geol. Soc. Am. Bull., 109,
789–798.
Ø Normark, W.R., Carlson, P.R. (2003). Giant submarine canyons, is size any clue to
their importance in the rock record? In: Chan, M.A., Archer, A.W. (Eds.), Extreme
Depositional Environments, Mega End Members in Geologic Time. Boulder, CO,
Geological Society of America, Geological Society of America Special Paper, vol.
370, p. 175-190.
Ø Olsson, A.A., (1934). Contributions to the Paleontology of Northern Peru. The
Cretaceous of the Amotape region. Bulletin of American Paleontology 20, 104.
Ø Ordóñez, M., Jiménez, N. y Suárez, J. (2006). Micropaleontología Ecuatoriana.
Petroproducción.
50
Ø Petrus, J.A., Kamber, B.S. (2012). VizualAge: A Novel Approach to Laser Ablation
ICP-MS U-Pb Geochronology Data Reduction. Geost. Geoanal. Res. 36, 247-270.
Ø Pettijohn, F.J., Potter, P.E., Siever, R. (1972). Sand and Sandstones. Springer-
Verlag, New York.
Ø Pindell, J.L., Kennan, L. (2009). Tectonic evolution of the Gulf of Mexico, Caribbean
and northern South America in the mantle reference frame: an update. Geological
Society of London Special Publications 328, 1–55.
Ø Piper, D.J.W. (1973). The sedimentology of silt turbidites from the Gulf of Alaska. In:
Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Volume XVIII, 847-867.
Ø Postma, G., Cartigny, M., Kleverlaan, K. (2009). Structureless, coarse-tail graded
Bouma Ta formed by internal hydraulic jump of the turbidity current?. Sedimentary
Geology 219, 1–6.
Ø Pratt, W.T., Duque, P., and Ponce, M. (2005). An autochthonous geological model
for the eastern Andes of Ecuador: Tectonophysics, v. 399, 251–278.
Ø Ramos, A., and Sopeña, A. (1983). Gravel bars in low-sinuosity streams (Permian
and Triassic, central Spain), in Collinson, J.D., and Lewin, J., eds., Modern and
Ancient Fluvial Systems: International Association of Sedimentologists, Special
Publication 6, p. 301–312.
Ø Reimann, C.R., Bahlburg, H., Kooijman, E., Berndt, J., Gerdes, A., Carlotto, V.,
López, S. (2010). Geodynamic evolution of the early Paleozoic Western Gondwana
margin 14°–17°S reflected by the detritus of the Devonian and Ordovician basins of
southern Peru and northern Bolivia. Gondwana Research 18, p. 370-384.
Ø Reyes, L., Caldas, J. (1987). Geología de los cuadrángulos de Las Playas, La Tina,
Las Lomas, Ayabaca, San Antonio, Chulucanas, Morropon, Huancabamba, Olmos
y Pomahuaca. Boletín del Instituto Geología Minería Metalurgia (A) 39, 83. Lima.
Ø Riel, N. (2012), Anomalie thermique et sous–placage en zone d’avant–arc:exemple
du massif triasique de El Oro, Equateur, (PhD thesis), Univ. of Grenoble, Grenoble,
France, p. 364.
Ø Riel, N., Guillot, S., Jaillard, E., Martelat, J.E., Paquette, J.L., Schwartz, S.,
Goncalves, P., Duclaux, G., Thebaud, N., Lanari, P., Janots, E., Yuquilema, J.
(2013). Metamorphic and geochronological study of the Triassic El Oro metamorphic
Complex in Ecuador: Implications for high-temperature metamorphism in a forearc
zone: Lithos, v. 156, p. 41–68.
51
Ø Riel, N., Martelat, J.E., Guillot, S., Jaillard, E., Monié, P., Yuquilema, J., Duclaux, G.,
Mercier, J. (2014). Fore arc tectonothermal evolution of the El Oro metamorphic
province (Ecuador) during the Mesozoic. Tectonics, p. 1-24.
Ø Riel, N., Mercier, J., Weinberg, R. (2015). Convection in a partially molten
metasedimentary crust? Insights from the El Oro complex (Ecuador). Geological
Society of America.
Ø Rivadeneira, M. & Baby, P. (1999). La Cuenca Oriente: estilo tectónico, etapas de
deformación y características geológicas de los principales campos de
Petroproducción. Convenio ORSTOM-Petroproducción, Quito.
Ø Rosero, J. (1997). Estructuras y etapas de deformación de la Zona Subandina en
el Nororiente Ecuatoriano (entre 0o10’S y 0o50’S). Master’s thesis, Escuela
Politécnica Nacional, Quito, p. 88 (Unpublished)
Ø Ruiz, G.M.H., Seward, D. and Winkler, W. (2004). Detrital thermochronology – a
new perspective on hinterland tectonics, an example from the Andean Amazon
Basin, Ecuador. Basin Res., 16, p. 413–430.
Ø Ruiz, G.M.H., Seward, D., Winkler, W. (2007). Evolution of the Amazon Basin in
Ecuador with special reference to hinterland tectonics: data from zircon fission-track
and heavy mineral analysis. Developments in Sedimentology 58, 907–934.
Ø Rust, B.R. (1984). Proximal braidplain deposits in the Middle Devonian Malbaie
Formation of Eastern Gaspe, Quebec, Canada: Sedimentology, v. 31, p. 675–695.
Ø Sadler, S.P., and Kelly, S.B. (1993). Fluvial processes and cyclicity in terminal fan
deposits: an example from the Late Devonian of southwest Ireland. Sedimentary
Geology 85, 375–386.
Ø Schumm, S.A. (1968) Speculations concerning palaeohydraulic controls of
terrestrial sedimentation. Geological Society of America Bulletin, 79, p. 1573–1588.
Ø Schutte, P. (2010). Geochronology, geochemistry, and isotopic composition (Sr, Nd,
Pb) of Tertiary porphyry systems in Ecuador. (Ph.D. Thesis): Univ. Geneve, p. 19.
Ø Schweitzer, E., Papike, J., Bence, E. (1979). Statistical analysis of clinopyroxenes
from deep-sea basalts: American Mineralogist, v. 64, p. 501-513.
Ø Shanmugam, G. (1996). High-density turbidity currents: are they sandy debris
flows?. Journal of Sedimentary Research, v. 66, p. 2–10.
52
Ø Shanmugam, G. (1997). The Bouma Sequence and the turbidite mind set. Earth-
Science Reviews 42, p. 201-229.
Ø Shanmugam, G. (2000). 50 Years of the turbidite paradigm (1950s–1990s): Deep-
water processes and facies models—A critical perspective. Marine and Petroleum
Geology, v. 17, p. 285–342.
Ø Shanmugam, G. (2013). Slides, slumps, debris flows, and turbidity currents. Elsevier,
p. 1-49.
Ø Shanmugam, G. (2016). Submarine fans: A critical retrospective (1950-2015).
Journal of Palaeogeography, p. 110-184.
Ø Shanmugam, G. (2012). New perspectives on deep-water sandstones: Origin,
recognition, initiation, and reservoir quality: Amsterdam, Elsevier, Handbook of
petroleum exploration and production.
Ø Shanmugam, G. (2015). The landslide problem. Journal of Palaeogeography, 4(2),
p. 109-166.
Ø Shanmugam, G. (2016b). Glossary: A supplement to “Submarine fans: A critical
retrospective (1950-2015)” in the Journal of Palaeogeography (2016, 5[2]). Journal
of Palaeogeography, p. 1-20.
Ø Shanmugam, G., Shrivastava, S.K., Das, R. (2009). Sandy debrites and tidalites of
pliocene reservoir sands in upper-slope canyon environments, offshore Krishna–
Godavari Basin (india): Implications. Journal of Sedimentary Research, v. 79, p.
736-756.
Ø Shanmugam, G., Shrivastava, S.K., Das, B. (2009). Sandy debrites and tidalites of
Pliocene reservoir sands in upper-slope canyon environments, offshore Krishna-
Godavari Basin (India), implications. Journal of Sedimentary Research 79, p. 736-
756.
Ø Smith, N.D. (1978) Some comments on terminology for bars in shallow rivers. In:
Fluvial Sedimentology (Ed. Miall, A.D.). Memoir 5, Canadian Society of Petroleum
Geologists, Calgary, p. 85–92.
Ø Sohn, Y.K. (2000). Depositional processes of submarine debris flows in the Miocene
fan deltas, Pohang Basin, SE Korea with special reference to flow transformation.
Journal of Sedimentary Research 70, p. 491– 503.
53
Ø Soler P, Bonhomme MG. (1990). Relation of magmatic activity to plate dynamics in
central Peru from Late Cretaceous to present. Geol Soc Am Spec Pap 241, p.173–
192.
Ø Sopeña, A., and Sanchez-Moya, Y. (2010). Los sistemas aluviales. Sedimentología
del proceso físico a la cuenca sedimentaria, Arche ed. Consejo Superior de
Investigaciones Científicas Madrid. Cap IV, p. 73-83.
Ø Spikings, R., Cochrane, R., Villagomez, D., Van der Lelij, R., Vallejo, C., Winkler W.,
Beate, B. (2014). The geological history of northwestern South America: from
Pangaea to the early collision of the Caribbean Large Igneous Province (290–75
Ma). Gondwana Research, p. 1-45.
Ø Spikings, R.A., Cochrane, R.S., Villagomez, D., Van der Lelij, D., Vallejo, C., Winkler,
W., Beate, B. (2015). The geological history of northwestern South America: from
Pangaea to the early collision of the Caribbean Large Igneous Province (290–75
Ma). Gond. Res. 27, 95–139.
Ø Spikings, R. A., W. Winkler, R. A. Hughes, and R. Handler (2005),
Thermochronology of Allochthonous Terranes in Ecuador: Unraveling the
accretionary and post-accretionary history of the Northern Andes, Tectonophysics,
399, 195–220.
Ø Spikings, R.A., Seward, D., Winkler, W., Ruiz, G.M. (2000). Low temperature
thermochronology of the northern Cordillera Real, Ecuador: Tectonic insights from
zircón and apatite fission-track analysis. Tectonics 19, 649–668.
Ø Spikings, R.A., Winkler, W., Seward, D. and Handler, R. (2001). Along-strike
variations in the thermal and tectonic response of the continental Ecuadorian Andes
to the collision with heterogeneous oceanic crust. Earth. Planet. Sci. Lett. 186, 57–
73.
Ø Stewart, J.W., Evernden, J.F., and Snelling, N.J. (1974) Age-Determinations from
Andean Peru - Reconnaissance Survey: Geological Society of America Bulletin, v.
85, p. 1107-1116.
Ø Stow, D.A.V., and Johansson, M. (2000). Deep-water massive sands: nature, origin
and hydrocarbon implications. Marine and Petroleum Geology, v. 17, p. 145–174.
Ø Strachan, L.J., Bostock, H.C., Barnes, P.M., Neil, H.L., Gosling, M. (2016). Non-
cohesive silt turbidity current flow processes; insights from proximal sandy-silt and
silty-sand turbidites, Fiordland, New Zealand. Sedimentary Geology 342, p. 118-132.
54
Ø Tassinari, C.C.G., Cordani, U.G., Nutman, A.P., Van Schmus, W.R., Bettencourt,
J.S., Taylor, P. (1996). Geochronological systematics on basement rocks from the
Rio Negro–Juruena Province Amazonian Craton. and tectonic implications. Int. Geol.
Rev. 38, p. 161–175.
Ø Tucker, M.E. (2003). Sedimentary rocks in the field. Third edition. England: Wiley,
p. 83-158.
Ø Vallejo C, Spikings RA, Winkler W, Luzieux L, Chew D, Page L. (2006). The early
interaction between the Caribbean plateau and the NW South American plate. Terra
Nov. 18, 264–269.
Ø Vallejo, C., Winkler, W., Spikings, R.A., Luziuex, L., Heller, F., Bussy, F. (2009).
Mode and timing terrane accretion in the forearc of the Andes in Ecuador. In: Kay,
S.M., Ramos, V.A., Dickinson, W.R. (Eds.), Backbone of the Americas: shallow
subduction, plateau uplift, and ridge and terrane collision. Geological Society of
America Memoir. 204, pp. 197–216.
Ø Vermeesch, P. (2012). On the visualisation of detrital age distributions: Chemical
Geology, v. 312–313, p. 190-194.
Ø Walker, R.G. (1992) Facies models. In: Facies Models: Response to Sea Level
Change (Eds Walker, R.G. & James, N.P.). Geological Association of Canada, St
Johns, Newfoundland, p.1–14.
Ø Winsemann, J., Seyfried, H. (1991). Response of deep-water fore-arc systems to
sea-level changes, tectonic activity and volcaniclastic input in Central America. Spec.
Publs. Int. Ass. Sediment. 12, p. 273-292.
Ø Winter, L.S. (2008). The genesis of ‘giant’ copper-zinc-gold-silver volcanogenic
massive sulphide deposits at Tambogrande, Perú: Age, Tectonic Setting,
Paleomorphology, Lithogeochemistry and Radiogenic isotopes. Ph. D. thesis,
Vancouver, Canada, University of British Columbia.
Ø Winter, L.S., Tosdal, R.M., Mortensen, J.K., Franklin, J.M. (2010). Volcanic
Stratigraphy and Geochronology of the Cretaceous Lancones Basin, Northwestern
Peru: Position and Timing of Giant VMS Deposits. Bulletin of the Society of
Economic Geologist. p. 713-742.
Ø Wipf, M. (2006). Evolution of the Western Cordillera and Coastal Margin of Peru:
Evidence from low-temperature Thermochronology and Geomorphology (Ph.D.
Thesis): Zürich, Switzerland, Institute of Geology, ETH Zürich, p. 107.
55
Ø Zahid, K.M., and Barbeau, D.L. (2011). Constructing sandstone provenance and
classification ternary diagrams using an electronic spreadsheet: Journal of
Sedimentary Research, v. 81, p. 702–707
56
ANEXOS
Anexo I: Muestras recolectadas para los análisis de procedencia en la sub-cuenca Río Playas.
Sample Formation UTM Provenance Analysis
X Y HM QFL Chem. Prx. U-Pb dat.
CHM01 Casanga 638384 9554274 X
CHM02 Casanga 638320 9554612 X
CHM03 Casanga 638258 9554747 X X
CHM04 Casanga 638269 9554754 X X
CHM05 Casanga 638188 9554934 X
CHM06 Casanga 638144 9555124 X
CHM07 Casanga 637972 9555508 X
CHM08 Casanga 637856 9555857 X X X
CHM09 Casanga 637661 9556060 X X
CHM10 Casanga 637382 9555955 X
CHM11 Casanga 638384 9554271 X
CHM12 Casanga 638324 9554462 X
CHM13 Casanga 638309 9554497 X
CHM14 Casanga 638289 9554644 X
CHM16 Casanga 637951 9555530 X
CHM17 Casanga 637663 9556064 X
PHM01 Río Playas 645043 9555085 X
PHM02 Río Playas 645078 9555133 X
PHM03 Río Playas 644742 9555481 X X
PHM04 Río Playas 644720 9555680 X
PHM05 Río Playas 644735 9556053 X
PHM11 Río Playas 645063 9555230 X
PHM12 Río Playas 644730 9555827 X
NHM01 El Naranjo 639550 9554259 X X
NHM02 El Naranjo 639516 9554299 X X
AHM01 Alamor 645714 9553919 X
AHM02 Alamor 645715 9553922 X X X
57
An
exo
II:
Abun
danc
ia r
elativ
a d
e m
iner
ale
s pesa
dos
de
las
mues
tras
de
la s
ub
-cuen
ca R
ío P
laya
s.
Sam
ple
zr
n
tur
rt
ms
bt
grt
p
mp
k
y ep
cl
d
czo
ch
l ap
am
p
prx
T
OT
AL
AH
M02
0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 1.7
2 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 8.2
8 0.0
0 6.9
0 83.
10
100
.00
AH
M01
0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 4.3
1 0.0
0 0.0
0 15.
95
0.0
0 6.4
7 73.
28
100
.00
NH
M01
9.3
5 2.2
6 2.9
0 0.0
0 0.0
0 4.8
4 0.0
0 0.0
0 6.4
5 0.0
0 8.0
6 0.0
0 34.
52
1.9
4 29.
68
100
.00
NH
M02
6.6
0 0.0
2 3.5
5 1.0
2 0.0
0 10.
66
0.0
0 0.0
0 10.
66
0.0
0 24.
37
0.5
1 18.
27
2.0
3 20.
30
97.
99
CH
M01
3.9
7 0.3
6 0.0
0 3.9
7 1.4
4 20.
22
0.3
6 1.0
8 0.3
6 0.0
0 41.
16
22.
38
3.6
1 0.7
2 0.3
6 100
.00
CH
M02
27.
89
0.0
2 3.1
6 1.0
5 0.0
0 2.1
1 0.0
0 1.0
5 0.0
0 0.0
0 3.1
6 5.7
9 18.
95
12.
63
22.
63
98.
44
CH
M03
45.
00
3.4
6 1.1
5 0.0
0 0.0
0 6.9
2 0.0
0 0.7
7 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 33.
85
3.8
5 5.0
0 100
.00
CH
M04
20.
59
0.0
1 3.9
2 0.0
0 0.0
0 3.9
2 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 4.9
0 0.9
8 56.
86
5.8
8 1.9
6 99.
03
CH
M05
25.
79
0.6
3 0.0
0 0.0
0 0.0
0 6.2
9 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 55.
35
6.2
9 0.0
0 3.1
4 2.5
2 100
.00
CH
M06
26.
76
0.0
1 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 22.
54
9.1
5 38.
73
2.1
1 0.0
0 99.
30
CH
M07
2.0
4 0.0
0 1.1
7 0.0
0 0.0
0 2.3
3 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 11.
37
0.0
0 0.0
0 9.9
1 73.
18
100
.00
CH
M08
8.7
8 0.0
0 0.0
0 0.3
4 0.0
0 3.0
4 0.0
0 0.0
0 6.4
2 0.0
0 5.0
7 0.0
0 1.3
5 8.1
1 66.
55
99.
67
CH
M09
0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 1.7
0 0.0
0 7.1
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 0.0
0 3.9
8 87.
22
100
.00
CH
M10
6.7
6 0.0
0 4.0
5 2.2
5 0.0
0 4.9
5 0.0
0 0.0
0 5.4
1 0.0
0 13.
96
4.5
0 0.0
0 6.7
6 50.
90
99.
55
PH
M01
2.6
1 1.0
4 0.0
0 9.6
6 0.2
6 0.0
0 3.3
9 0.0
0 1.3
1 20.
89
11.
23
17.
49
0.0
0 6.2
7 25.
85
100
.00
PH
M02
2.9
7 0.0
0 1.6
9 0.4
2 2.9
7 3.8
1 5.0
8 0.0
0 19.
49
2.9
7 0.0
0 3.3
9 0.4
2 8.0
5 48.
31
99.
58
PH
M03
17.
99
1.2
6 0.0
0 23.
43
2.5
1 0.0
0 7.5
3 0.0
0 0.0
0 12.
55
4.6
0 0.0
0 0.0
0 8.3
7 21.
76
100
.00
PH
M04
9.4
7 0.0
1 0.8
2 1.2
3 0.8
2 2.0
6 13.
58
8.6
4 6.1
7 8.2
3 6.1
7 2.8
8 1.2
3 11.
11
26.
75
99.
19
PH
M05
0.0
0 0.6
8 0.0
0 0.6
8 0.0
0 0.6
8 4.1
1 6.8
5 0.0
0 41.
10
19.
18
5.4
8 2.0
5 2.7
4 16.
44
100
.00
zrn
Z
ircón
grt
G
rana
te
czo
C
lino
zoic
ita
tur
Turm
alin
a
pm
p
Pum
pelit
a
chl
Clo
rita
rt
R
util
o
ky
Cia
nita
ap
A
pat
ito
ms
Musc
ovi
ta
ep
Epid
ote
amp
A
nfib
ol
bt
Bio
tita
cl
d
Clo
rito
ide
prx
P
iroxe
no
58
An
exo
III
: A
bun
danc
ia r
ela
tiva d
e c
uar
zo, fe
ldes
pat
o y
lític
os
de la
s m
ues
tras
de
la s
ub
-cuen
ca R
ío P
laya
s.
Sam
ple
Q
m
F
Lt
Qm
-F-L
t Q
t F
L
Q
t-F
-L
Lm
L
s L
v L
m-L
s-L
v
CH
M11
6.4
3 46.
38
47.
18
100
.00
14.
48
46.
38
39.
14
100
.00
0.0
0 3.4
2 96.
58
100
.00
CH
M12
4.4
7 56.
55
38.
98
100
.00
13.
74
56.
55
29.
71
100
.00
7.5
3 1.0
8 91.
40
100
.00
CH
M13
6.4
2 38.
50
55.
08
100
.00
7.7
5 38.
50
53.
74
100
.00
0.0
0 7.4
6 92.
54
100
.00
CH
M14
7.6
4 57.
48
34.
88
100
.00
16.
28
57.
48
26.
25
100
.00
0.0
0 0.0
0 100
.00
100
.00
CH
M04
3.1
6 47.
37
49.
47
100
.00
13.
68
47.
37
38.
95
100
.00
0.0
0 0.0
0 100
.00
100
.00
CH
M16
9.0
9 25.
11
65.
80
100
.00
12.
99
25.
11
61.
90
100
.00
0.0
0 0.0
0 100
.00
100
.00
CH
M08
7.3
4 34.
86
57.
80
100
.00
12.
84
34.
86
52.
29
100
.00
0.0
0 7.0
2 92.
98
100
.00
CH
M09
8.1
8 23.
79
68.
03
100
.00
10.
41
23.
79
65.
80
100
.00
0.0
0 3.3
9 96.
61
100
.00
CH
M17
6.9
5 25.
67
67.
38
100
.00
11.
23
25.
67
63.
10
100
.00
0.0
0 0.0
0 100
.00
100
.00
PH
M11
6.8
3 1.7
1 91.
47
100
.00
22.
53
1.7
1 75.
77
100
.00
66.
22
4.9
5 28.
83
100
.00
PH
M12
6.3
1 0.3
2 93.
38
100
.00
15.
46
0.3
2 84.
23
100
.00
72.
66
1.8
7 25.
47
100
.00
NH
M01
5.4
4 42.
90
51.
66
100
.00
16.
62
42.
90
40.
48
100
.00
0.0
0 2.9
9 97.
01
100
.00
NH
M02
7.1
9 39.
22
53.
59
100
.00
11.
11
39.
22
49.
67
100
.00
0.0
0 1.3
2 98.
68
100
.00
AH
M02
2.3
0 38.
31
59.
39
100
.00
2.3
0 38.
31
59.
39
100
.00
0.0
0 0.0
0 100
.00
100
.00
Qm
C
uar
zo m
ono
cris
talin
o
Ls
Líti
cos
sedim
ent
arios
Q
p
Cuar
zo p
olic
rista
lino
Lv
Líti
cos
volc
áni
cos
F
Fel
des
pat
o
Lt
Líti
cos
tota
les
= L
m+
Ls+
Lv+
Qp
L
m
Líti
cos
meta
mór
ficos
Q
Cuar
zo t
ota
l = Q
m+
Qp
L
Líti
cos
= L
m+
Lv+
Ls
59
An
exo
IV
: C
om
posi
ción
quím
ica d
e c
linop
iroxe
nos
de la
For
maci
ón
Ala
mor
.
Sam
ple
_g
rain
A
HM
02_
1
A
HM
02_
2
A
HM
02_
3
A
HM
02_
4
AH
M02
_5
AH
M02
_6
AH
M02
_7
AH
M02
_8
A
HM
02_
9
Na2
O
0.1
038
0.1
671
0.2
008
0.2
359
0.2
143
0.1
981
0.1
928
0.1
523
0.2
17
K2O
0.0
217
0.0
096
0.0
06
0.0
072
0.0
169
0.0
036
0
0.0
012
0.0
193
SiO
2 52.
113
51.
327
9 50.
671
1 50.
382
3 51.
248
7 52.
014
6 51.
770
7 52.
712
51.
389
9
Mg
O
17.
285
4 16.
982
17.
582
2 14.
335
7 17.
481
17.
678
3 17.
383
2 18.
737
9 18.
001
7
Al2
O3
2.5
432
2.7
491
3.1
232
2.3
032
3.0
817
1.8
875
1.9
518
1.5
531
2.3
334
CaO
21.
558
5 21.
098
2 18.
914
1 18.
900
1 17.
587
7 18.
271
8 18.
947
6 16.
426
3 16.
913
2
TiO
2 0.2
319
0.2
619
0.3
753
0.5
671
0.3
953
0.3
219
0.2
969
0.2
302
0.3
536
FeO
5.3
569
5.7
184
8.0
804
11.
589
9 8.9
925
8.1
138
8.4
316
9.5
83
9.3
926
Mn
O
0.1
963
0.1
782
0.2
647
0.3
46
0.3
331
0.2
66
0.2
621
0.3
293
0.2
879
Cr2
O3
0.1
535
0.0
994
0.1
652
0.0
278
0.1
213
0.2
032
0.1
14
0.0
979
0.0
892
To
tal
99.
569
98.
597
99.
388
98.
699
99.
477
98.
965
99.
356
99.
828
99.
002
Na
0.0
07
0.0
12
0.0
14
0.0
17
0.0
15
0.0
14
0.0
14
0.0
11
0.0
16
K
0.0
01
0.0
00
0.0
00
0.0
00
0.0
01
0.0
00
0.0
00
0.0
00
0.0
01
Si
1.9
20
1.9
12
1.8
85
1.9
19
1.9
03
1.9
36
1.9
26
1.9
45
1.9
17
Mg
0.9
49
0.9
43
0.9
75
0.8
14
0.9
68
0.9
81
0.9
64
1.0
31
1.0
01
Al
0.1
10
0.1
21
0.1
37
0.1
03
0.1
35
0.0
83
0.0
86
0.0
68
0.1
03
Ca
0.8
51
0.8
42
0.7
54
0.7
71
0.7
00
0.7
29
0.7
55
0.6
49
0.6
76
Ti
0.0
06
0.0
07
0.0
11
0.0
16
0.0
11
0.0
09
0.0
08
0.0
06
0.0
10
Fe
0.1
65
0.1
78
0.2
51
0.3
69
0.2
79
0.2
53
0.2
62
0.2
96
0.2
93
Mn
0.0
06
0.0
06
0.0
08
0.0
11
0.0
10
0.0
08
0.0
08
0.0
10
0.0
09
Cr
0.0
04
0.0
03
0.0
05
0.0
01
0.0
04
0.0
06
0.0
03
0.0
03
0.0
03
To
tal
4.0
21
4.0
25
4.0
41
4.0
22
4.0
25
4.0
18
4.0
28
4.0
19
4.0
28
60
An
exo
IV
: C
om
posi
ción
quím
ica d
e c
linop
iroxe
nos
de la
For
maci
ón
Ala
mor
(co
ntin
uaci
ón)
.
Sam
ple
_g
rain
A
HM
02_
10
AH
M02
_11
AH
M02
_12
AH
M02
_13
A
HM
02_
14
A
HM
02_
15
A
HM
02_
16
AH
M02
_18
Na2
O
0.2
157
0.1
995
0.1
739
0.1
658
0.2
076
0.1
038
0.2
521
0.2
75
K2O
0.0
157
0.0
096
0.0
012
0.0
229
0.0
096
0.0
277
0.0
084
0.0
205
SiO
2 51.
764
3 52.
134
4 51.
464
8 52.
089
5 51.
710
8 51.
302
2 51.
158
9 52.
566
5
Mg
O
16.
167
8 17.
083
1 16.
414
9 17.
217
4 17.
303
6 16.
890
8 16.
360
2 16.
902
4
Al2
O3
1.9
707
1.7
855
2.5
942
2.0
576
2.1
955
3.2
404
2.6
055
2.0
047
CaO
19.
629
19.
384
2 20.
118
8 17.
854
9 18.
958
8 22.
360
2 19.
99
19.
052
6
TiO
2 0.3
77
0.2
686
0.3
236
0.3
052
0.2
802
0.1
735
0.3
903
0.3
736
FeO
8.8
587
7.9
106
7.8
591
9.3
373
7.9
672
4.5
902
8.1
717
9.1
276
Mn
O
0.2
75
0.3
422
0.2
466
0.3
667
0.2
544
0.0
826
0.2
479
0.2
828
Cr2
O3
0.0
409
0.0
497
0.0
38
0.0
599
0.0
818
0.1
827
0.0
672
0.0
497
To
tal
99.
319
99.
172
99.
24
99.
481
98.
974
98.
959
99.
258
100
.66
Na
0.0
16
0.0
14
0.0
13
0.0
12
0.0
15
0.0
07
0.0
18
0.0
20
K
0.0
01
0.0
00
0.0
00
0.0
01
0.0
00
0.0
01
0.0
00
0.0
01
Si
1.9
34
1.9
40
1.9
18
1.9
36
1.9
27
1.9
00
1.9
10
1.9
34
Mg
0.9
00
0.9
48
0.9
12
0.9
54
0.9
61
0.9
33
0.9
11
0.9
27
Al
0.0
87
0.0
78
0.1
14
0.0
90
0.0
96
0.1
41
0.1
15
0.0
87
Ca
0.7
86
0.7
73
0.8
03
0.7
11
0.7
57
0.8
87
0.8
00
0.7
51
Ti
0.0
11
0.0
08
0.0
09
0.0
09
0.0
08
0.0
05
0.0
11
0.0
10
Fe
0.2
77
0.2
46
0.2
45
0.2
90
0.2
48
0.1
42
0.2
55
0.2
81
Mn
0.0
09
0.0
11
0.0
08
0.0
12
0.0
08
0.0
03
0.0
08
0.0
09
Cr
0.0
01
0.0
01
0.0
01
0.0
02
0.0
02
0.0
05
0.0
02
0.0
01
To
tal
4.0
20
4.0
20
4.0
22
4.0
16
4.0
24
4.0
26
4.0
30
4.0
22
61
Anexo V: Resultados obtenidos de dataciones U-Pb por el método LA-MC-ICP-MS (Formación Casanga Inferior)
Sample Apparent ages (Ma)
CHM03 207Pb/ 235U
± Ma
206Pb/ 238U
± Ma
CHM03_01 1615 43 1560 38
CHM03_02 99.2 3.7 98.4 2.3
CHM03_03 101.9 3.9 96.1 2
CHM03_04 98.3 4.3 96.1 2.1
CHM03_05 102.6 3.7 94.1 1.7
CHM03_06 95.2 3.6 93.8 2.1
CHM03_07 99.5 4.1 93.4 1.6
CHM03_08 95.6 3.7 92.8 1.9
CHM03_09 95.3 3.3 92.8 1.5
CHM03_10 97.7 8.8 92.3 2.2
CHM03_11 92.2 3 92.1 1.3
CHM03_12 96 3.9 91.9 1.9
CHM03_13 95.1 4.7 91.9 2.3
CHM03_14 95.1 3.7 91.9 2
CHM03_15 92 3.1 91.8 1.6
CHM03_16 100.6 5.1 91.6 4.1
CHM03_17 92.3 3.7 91.6 2
CHM03_18 94 3.3 91.5 1.4
CHM03_19 90.5 5.1 91.4 3.1
CHM03_20 100.6 6.4 91.3 2.9
CHM03_21 93.3 4.3 91.2 1.7
CHM03_22 98 12 91 2.2
CHM03_23 98.4 3.4 90.8 1.5
CHM03_24 99 15 90.5 2.8
CHM03_25 91 3.5 90.5 1.4
CHM03_26 92.6 3.8 90.4 1.8
CHM03_27 93.5 3.8 90.3 1.6
CHM03_28 92.9 3.4 90.3 1.7
CHM03_29 92.5 3.3 90.3 1.4
CHM03_30 89 5 90.3 3.2
CHM03_31 88.9 3.3 90.1 1.5
CHM03_32 97.8 4.6 90 2.1
CHM03_33 96.1 4.6 90 1.5
CHM03_34 93.6 3.7 90 1.4
CHM03_35 95.6 4.4 89.9 1.5
CHM03_36 96.1 4.1 89.8 1.5
CHM03_37 94.6 4.9 89.8 2.3
CHM03_38 93 4.1 89.8 1.8
CHM03_39 97.7 5 89.7 2.2
CHM03_40 94.9 5 89.7 1.8
CHM03_41 94.6 4 89.7 1.9
CHM03_42 90.8 3.3 89.7 1.8
CHM03_43 93.9 3.7 89.3 1.5
CHM03_44 96.5 4.3 89.2 1.7
CHM03_45 93 3.6 89.1 1.6
CHM03_46 92 3.6 89.1 1.5
CHM03_47 95 4.2 88.9 1.8
CHM03_48 90.8 3.4 88.9 1.5
CHM03_49 90.7 4 88.9 1.8
CHM03_50 97 18 88.8 2.2
CHM03_51 94.4 3.9 88.8 1.9
CHM03_52 89.6 3.8 88.8 2.1
CHM03_53 85.2 3.8 88.8 1.9
CHM03_54 92 4.8 88.7 2.2
CHM03_55 87.2 6.7 88.7 6.1
CHM03_56 92.5 3.4 88.5 1.4
CHM03_57 88.5 3.3 88.5 1.7
CHM03_58 90.6 5.4 88.4 2.4
CHM03_59 92.5 3.9 88.1 1.6
CHM03_60 96 6.4 88 2
CHM03_61 91.6 4.2 88 2.1
CHM03_62 86.8 3.4 87.9 1.6
CHM03_63 92.9 3.3 87.8 1.7
CHM03_64 87.8 3.1 87.7 1.6
CHM03_65 92.6 4.4 87.5 2
CHM03_66 90.9 4.1 87.5 1.8
CHM03_67 89.9 3.8 87.4 1.5
CHM03_68 89.5 3.8 87.1 1.4
CHM03_69 93.2 4.3 87 1.9
CHM03_70 95.1 8.5 86.8 2.7
CHM03_71 92.1 8.5 86.2 2.6
CHM03_72 95 11 86.1 2.8
CHM03_73 91.4 4.7 86.1 1.7
CHM03_74 90.6 3.5 86 1.5
CHM03_75 87.9 4.3 85.4 1.4
CHM03_76 88.4 3.6 84.8 1.7
62
Anexo V: Resultados obtenidos de dataciones U-Pb por el método LA-ICPMS (Formación Casanga Superior). (continuación)
Sample Apparent ages (Ma)
CHM08 207Pb/ 235U
± Ma
206Pb/ 238U
± Ma
CHM08_01 87.9 2.1 75.4 3.4
CHM08_02 89.7 2.5 86.4 2.7
CHM08_03 89.8 1.9 89.2 2.2
CHM08_04 90.2 2.7 91.8 3.1
CHM08_05 90.8 2.0 88.1 2.3
CHM08_06 91.2 2.5 88.1 2.9
CHM08_07 91.2 1.3 91.1 2.4
CHM08_08 91.4 2.1 89.1 2.5
CHM08_09 91.7 2.1 88.7 2.9
CHM08_10 92.1 1.7 93.5 2.0
CHM08_11 92.5 2.4 90.8 2.5
CHM08_12 92.6 2.2 91.8 2.6
CHM08_13 92.8 1.8 92.0 2.4
CHM08_14 93.1 2.2 91.8 2.4
CHM08_15 93.3 2.2 89.3 2.2
CHM08_16 93.3 2.5 92.4 2.7
CHM08_17 93.4 2.7 90.3 2.9
CHM08_18 94.1 2.2 92.5 2.2
CHM08_19 94.2 2.4 93.3 2.7
CHM08_20 94.3 2.1 93.7 2.3
CHM08_21 94.3 1.7 95.9 2.1
CHM08_22 94.6 2.8 94.5 3.2
CHM08_23 94.8 2.1 95.5 2.8
CHM08_24 95.0 2.1 99.9 2.5
CHM08_25 95.1 3.0 94.2 3.3
CHM08_26 95.1 1.9 98.0 2.3
CHM08_27 95.2 2.1 86.8 2.3
CHM08_28 95.2 1.8 96.2 2.1
CHM08_29 95.4 2.9 94.3 3.2
CHM08_30 95.6 1.9 95.8 2.8
CHM08_31 96.6 2.7 94.6 3.2
CHM08_32 97.9 2.5 96.4 3.2
CHM08_33 98.0 2.6 105.3 3.9
CHM08_34 99.3 2.2 97.8 2.6
CHM08_35 1697.6 36.7 1691.8 21.5
63
Anexo V: Resultados obtenidos de dataciones U-Pb por el método LA-ICPMS (Formación Río Playas). (continuación)
Sample Apparent ages (Ma)
PHM04 207Pb/ 235U
± Ma
206Pb/ 238U
± Ma
PHM04_01 1411 73 1284 33
PHM04_02 585 43 534 18
PHM04_03 2007 74 1834 63
PHM04_04 236 17 216.2 8.2
PHM04_05 578 56 536 22
PHM04_06 943 39 878 17
PHM04_07 570 76 532 41
PHM04_08 1256 56 1174 33
PHM04_09 928 37 871 33
PHM04_10 1429 41 1342 33
PHM04_11 115 8.4 108 2.7
PHM04_12 1661 24 1563 30
PHM04_13 902 29 856 27
PHM04_14 1214 30 1155 25
PHM04_15 1550 31 1476 35
PHM04_16 553 25 528 13
PHM04_17 98.2 2.7 94 1.7
PHM04_18 1432 21 1372 36
PHM04_19 97.4 2.4 93.4 1.8
PHM04_20 1512 31 1451 50
PHM04_21 1561 30 1500 45
PHM04_22 890 15 856 24
PHM04_23 98.6 6.1 95 2.5
PHM04_24 943 20 909 16
PHM04_25 1517 49 1463 33
PHM04_26 1431 33 1381 25
PHM04_27 1445 22 1396 35
PHM04_28 1286 33 1244 39
PHM04_29 1328 100 1286 61
PHM04_30 90.9 3.8 88.1 1.8
PHM04_31 621 41 602 22
PHM04_32 1415 48 1372 41
PHM04_33 1458 29 1414 44
PHM04_34 1193 25 1157 22
PHM04_35 1465 38 1423 40
PHM04_36 1539 56 1498 35
PHM04_37 1493 27 1454 28
PHM04_38 1490 140 1453 130
PHM04_39 1509 28 1472 29
PHM04_40 1233 19 1203 25
PHM04_41 1704 17 1665 31
PHM04_42 1464 33 1431 41
PHM04_43 448 14 438 11
PHM04_44 254 25 248.5 6.4
PHM04_45 587 47 575 14
PHM04_46 1225 13 1200 18
PHM04_47 1792 41 1756 89
PHM04_48 146 7.1 143.2 3.5
PHM04_49 1731 12 1699 26
PHM04_50 1476 19 1449 37
PHM04_51 772 57 758 40
PHM04_52 728 16 715 15
PHM04_53 1488 31 1462 30
PHM04_54 1481 23 1456 38
PHM04_55 1482 23 1457 39
PHM04_56 975 14 962 15
PHM04_57 1520 12 1501 23
PHM04_58 1494 44 1476 39
PHM04_59 1435 22 1420 39
PHM04_60 1546 28 1535 35
PHM04_61 256 5.5 254.5 4.7
PHM04_62 1596 24 1588 28
PHM04_63 599 17 596.1 11
PHM04_64 527 12 524.8 9.7
PHM04_65 2009 15 2002 33
PHM04_66 536.6 7.6 534.9 8.3
PHM04_67 707 17 705 16
PHM04_68 1496 13 1493 25
PHM04_69 536 41 537 49
PHM04_70 1577 21 1580 31
PHM04_71 1753 15 1759 38
PHM04_72 1642 16 1648 32
PHM04_73 1256 16 1261 22
PHM04_74 594.6 7.9 597.5 9.1
PHM04_75 1992 17 2002 33
PHM04_76 1522 18 1531 23
PHM04_77 1002 13 1008 19
PHM04_78 1483 19 1493 30
64
Anexo V: Resultados obtenidos de dataciones U-Pb por el método LA-ICPMS (Formación Río Playas). (continuación)
Sample Apparent ages (Ma)
PHM04 207Pb/ 235U
± Ma
206Pb/ 238U
± Ma
PHM04_79 970 25 978 31
PHM04_80 839 10 849 17
PHM04_81 1001 22 1013 18
PHM04_82 1161 13 1176 20
PHM04_83 159.5 12 161.7 10
PHM04_84 553 17 562 13
PHM04_85 1113 18 1134 30
PHM04_86 694 12 708 17
PHM04_87 1181 33 1207 25
PHM04_88 831 11 871 18