TECTÓNICA DEL VALLE INTERANDINO CENTRAL by Jonathan Mejia

CAPÍTULO 4

4. TECTÓNICA DEL VALLE INTERANDINO CENTRAL 4.1

MARCO

ESTRUCTURAL

DEL

VALLE

INTERANDINO

CENTRAL Los límites estructurales del IAV Central se encuentran cubiertos por los depósitos volcánicos cuaternarios, pero estos límites están muy próximos a las fallas fundamentales de las Cordilleras, Calacalí-Pallatanga (CPF) hacia el W y Peltetec (PelF) hacia el E (Figs. 2.2, 4.1). La característica geológica más prominente en el IAV Central es el “Sistema de Fallas activas inversas de Quito” (QF, BF, CF, Figs. 4.1, 4.2), el cual juega un rol fundamental en la evolución tectónica de la región. La expresión morfológica de este sistema es definida por un set de tres lomas (ridges), que si bien tienen una orientación común aproximadamente N a NNE, no están conectadas una con otra (Fig. 4.3), de Norte a Sur a estas lomas se las ha denominado: Calderón-Catequilla (CCR), Batán-La Bota (BBR) e IlumbisíPuengasí (IPR) (Villagómez et al, 2002a). Trabajos previos (Soulas et al, 1987; Ego & Sebrier, 1996, Alvarado, 1996), ya consideraron a las lomas como pliegues de flancos asimétricos y vergencia oriental asociados en profundidad a una estructura inversa con buzamiento hacia el Occidente. Ego & Sebrier (1996), propusieron para estas estructuras una geometría de rampa y despegue, según la cual la rampa final se divide en tres fallas inversas acomodadas en echelón. Estas lomas han sido denominadas de varias maneras, la más septentrional ha sido llamada: pliegue-flexura CalderónSan Antonio (Ego, 1993), flexura Tentadero-Jarata o estructura Bellavista (Samaniego et al, 1994; Alvarado, 1996), pliegue Catequilla-Monjas (Ego & Sebrier, 1996). Las dos lomas meridionales han sido llamadas indistintamente pliegue Amaguaña-Calderón (Ego, 1993) estructuras Ilumbisí-Batán y Puengasí (Egüez & Alvarado, 1994) o indistintamente llamadas estructuras de Quito (Alvarado, 1996). Esas lomas dividen al joven IAV Central en tres subcuencas (Quito, San Antonio y Guayllabamba) (Fig. 4.3) y controlan la dinámica sedimentaria de estas. Estudios

detallados en las dos lomas más norteñas revelan una complicada evolución tectónica durante el Cuaternario. Evidencia morfológica, tectónica y estratigráfica sugiere que la loma más septentrional (CCR) corresponde a un pliegue asociado con un segmento de falla inversa buzante al Oeste (Falla Catequilla: CF, Fig 4.1), el cual empezó a actuar primero que las otras estructuras desde el Pleistoceno Medio hasta el Pleistoceno Tardío. En cambio BBR e IPR son estructuras tipo “flexure and thrust” (Villagómez et al, 2002a) con flexuramiento asociado al fallamiento inverso, que representan un segmento de falla diferente y más joven que igualmente buza al Oeste (Falla de Quito: QF, Fig. 4.1). Este segmento sur empezó a actuar desde el Pleistoceno Tardío y ha sido activo durante tiempos recientes y está compuesto de un set de fallas activas más pequeñas (e.g. Falla Botadero: BF, Fig. 4.1). Colectivamente esas fallas forman el “Sistema de fallas activas inversas de Quito” (QF, BF, CF, Figs. 4.1, 4.2). De las tres subcuencas, la más conspicua es la depresión Guayllabamba. Esta es una semi cuenca de pull apart, que empezó a formarse a finales del Pleistoceno, debido a la interacción de las fallas inversas del Sistema de fallas de Quito, la falla inversa-dextral (?) de San Miguel del Común (SMCF, Fig. 4.1) y una falla transcurrente heredada de orientación NE (Samaniego et al, 1994) denominada Falla del Río San Pedro (SPF, Figs. 4.1, 4.2) la que tiene asociada un anticlinal (anticlinal del Río San Pedro). La subcuenca de San Antonio corresponde al valle entre el Casitagua y CCR, va desde Pomasqui al Sur hasta San Antonio de Pichincha al norte, los que están topográficamente a menor altitud que Quito (Fig. 4.3). La subcuenca de Quito, que se encuentra en el valle formado entre la Cordillera Occidental (Complejo volcánico Pichincha) y BBR e IPR, es una cuenca de piggyback, sobre un segmento del Sistema (Falla de Quito: QF).

Fig. 4.1 Esquema tect贸nico actual simplificado del IAV Central.

Fig.4.2. Imagen de falso color, composici贸n 453 Landsat Thematic Mapper (TM). a) Subescena del IAV Central con los lineamientos m谩s claros relacionados a estructuras tect贸nicas. b) Vista 3D de la zona.

Fig. 4.3 Modelo de Elevaci贸n Digital del IAV Central

4.2 REGÍMENES TECTÓNICOS DESDE EL PLIOCENO TARDÍO Y SU EVIDENCIA El estudio tectónico en los depósitos de la zona, muestra dos regímenes que han afectado al IAV Central desde su formación. El primero corresponde a una leve extensión ~ E-W desde el Plioceno Tardío al Pleistoceno Temprano y un segundo correspondiente a una compresión ~ E-W producto de una inversión en el régimen a partir del Pleistoceno Medio, compresión que continúa hasta la actualidad.

4.2.1

EVIDENCIA

EXTENSIÓN

E-W

(PLIOCENO

TARDÍO-

PLEISTOCENO TEMPRANO)

4.2.1.1 Trabajos anteriores. La compresión N-S en el Pleistoceno inferida por Tibaldi & Ferrari (1992) fue basada en observaciones equivocadas y carente de un adecuado control cronoestratigráfico.

Ellos

confundieron

muchos

casos

deformaciones

gravitacionales con deformación tectónica. Además casi todos sus datos estructurales fueron tomados dentro de la Depresión Guayllabamba en donde casi todos los bloques están movidos. Igualmente Ego & Sebrier (1996), proponen una posible extensión local basada en inversión de fallas. El problema con este trabajo es que el control estratigráfico es equivocado. Ego & Sebrier (1996), confunden depósitos más jóvenes (e.g. Fm. San Miguel, Fm. Machángara) con los más antiguos (Fm. Pisque), por lo tanto casi todos los resultados del análisis de inversiones de fallas están equivocados.

4.2.1.2 Evidencias tectónicas en la zona Las evidencias para la extensión E-W y un posible y leve σ 1 = N-S, en la primera etapa de la serie Quito-San Antonio-Guayllabamba son:

1) Evidencia mesoscópica en afloramientos (desplazamientos entre 1-6 m) de fallas normales lístricas ~ N-S en la Fm. Pisque (Mb. Lavas basales), selladas por la Fm. San Miguel (e.g. UTM: 790900-9994500) 2) Fallas Normales (~N170), fallas dextrales normales (~N150-160) y fallas dextrales (~N120) (Sector de confluencia del Río Pisque y Río Guayllabamba y UTM: 799625-9999930) afectando solo la Fms. Pisque y San Miguel. 3) Fallas Normales (~N-S), afectando a las Fms. Pisque y San Miguel, se las observa claramente en la bajada de Catequilla a la Hac. La Providencia (e.g. UTM: 787200-10002250, UTM: 787370-10001600) (Foto 4.1). Así mismo fallas normales en el límite norte de la depresión Guayllabamba (vía Panamericana) de dirección ~N170 con buzamiento ~ 80 W (e.g. UTM: 799670-9999860, UTM: 798830-9999860), que afectan a las Fms. Pisque y San Miguel, con desplazamientos métricos.

Foto 4.1. Fallas normales N-S, en la Fm. Pisque (Bajada a la Hacienda la Providencia, flanco E de CCR). (Para ubicación del sitio ver el Anexo 3).

4) Muchas fallas normales sinsedimentarias de pequeña escala dentro de la Fm. San Miguel (direcciones N-N20) (e.g. UTM: 800000-10000500) (Foto 4.2).

Foto 4.2. Fallas normales N-S a N20, sinsedimentarias, dentro de la Fm. San Miguel. Martillo de escala. (UTM: 800000-10000500). (Para ubicación del sitio ver el Anexo 3).

5) Presencia de un pliegue anticlinal de baja amplitud de eje ~E-W, que afecta solo a la Fm. Pisque (NE de la zona de estudio, cuenca alta del Río Pisque) (Foto 4.3).

Foto 4.3. Pliegue E-W de baja amplitud en la Fm. Pisque. Cuenca alta del Río Pisque. (Para ubicación del sitio ver el Anexo 3).

6) La geometría del relleno de la cuenca (en las Fms. Pisque y San Miguel). - Cambios en el espesor de los coetáneos Mb. Aluvial y Mb. Fluvial (Fm. Pisque). - Un engrosamiento hacia el este en la Fm. San Miguel. 7) Presencia de extrusiones basálticas tipo “sill” alimentadas a lo largo de fisuras predominantemente N-S, dentro de la Fm. San Miguel.

4.2.2

EVIDENCIAS

PARA

COMPRESIÓN

E-W

PARTIR

DEL

PLEISTOCENO MEDIO Y EXTENSIÓN N-S La evidencia tectónica y estratigráfica indica que la compresión E-W se dio a partir del inicio de la depositación de la Fm. Guayllabamba (cuando parte de los sedimentos de la Fm. San Miguel no estaban todavía consolidados), y ha continuado hasta la actualidad. Esta evidencia consiste en datos estructurales, en la relación entre los depósitos y las lomas (pliegues-flexuras que implican una compresión E-W), y en el análisis de la sismicidad actual. 1) Si bien existen los grandes trazos morfológicos que sugerirían la presencia de los segmentos de fallas inversas de Quito y Catequilla, estas fallas no han sido observadas en el campo posiblemente debido a los deslizamientos y a la cobertura de cangahua y cenizas. En el caso del segmento Catequilla (CCR) se puede observar en el Río Guayllabamba (ver Mapa Geológico) como una cuña del basamento oceánico está levantada. En el caso del segmento de Quito (BBR e IPR), se puede observar claramente en las quebradas Totalau y Porotohuaycu como los estratos de la Fm. Chiche se van parando progresivamente desde subhorizontales a casi verticales en menos de 1 km de distancia (e.g. en la Q. Tolalau, desde UTM: 785000-9984500 hasta 784280-9984800; y en la Q. Porotohuaycu, desde UTM: 785130-9983450 hasta 784390-9983830), por donde se infiere el paso de la Falla de Quito. Sin embargo algunas fallas asociadas a las grandes estructuras se observan en superficie y se las describe en los puntos 2-3. 2) Se encuentra gran cantidad de fallas inversas N-S que buzan 65°-80° W (Foto 4.4) en el flanco oriental de CCR (e.g. UTM: 787400-10001400, UTM: 78750010001700), y que afectan a las Fms. Pisque, San Miguel y Guayllabamba. 3) Así mismo en la zona de Quito (BBR e IPR), a escala mesoscópica se encuentran fallas inversas N330 que buzan 60°-80° E (e.g. UTM: 7842109984930), fallas inversas N10-15 que buzan 40°-50° E (e.g. UTM: 7837509984800) y muchas fallas inversas N-S con fuerte buzamiento hacia el W, en casi

todas las quebradas que drenan BBR e IPR hacia el E y que afectan a toda la secuencia post-Fm. Guayllabamba, incluso a la Fm. Cangahua. Es importante añadir el descubrimiento de la Falla “Botadero” (UTM: 7837509983800) la que es un ramal de la Falla de Quito y que cruza bajo el relleno de Zámbiza (botadero de basura de Zámbiza). Corresponde a una falla inversa ~N20 que buza hacia el W, que produce un flexuramiento (se lo observa bastante bien en la subida al Balcón del Inca) y produce un salto de unos 60 m. Esta falla afecta a la Fm. Machángara y también a la Fm. Cangahua. Esta serie de fallas inversas que se encuentran en BBR e IPR, de variado desplazamiento que buzan tanto al E como al W, sugieren que estas estructuras morfológicas asociadas al sistema de fallas inversas de Quito, se comportarían en parte como estructuras tipo “pop-up”, sin embargo, estudios más detallados son requeridos.

Foto 4.4. Plano de falla inversas N-S, en el flanco E de CCR. (tabaco en dirección de las estrías) (Para ubicación del sitio ver el Anexo 3).

4) Inversiones globales de planos de fallas en toda el área de Quito (Ego & Sebrier, 1996), en los depósitos antiguos y los más recientes, indican una compresión E-W que afecta al menos a depósitos pre-cangahua. 5) En la actualidad la sismicidad existente bajo la zona de Quito y San Antonio, y la solución de ciertos mecanismos focales indican una compresión E-W. Se presenta en la Fig. 4.4 soluciones a los mecanismos focales para la zona de Quito y valles aledaños.

Fig. 4.4. Solución de mecanismos focales en la zona de estudio, ploteados sobre el DEM con las estructuras principales (Mecanismos tomados de Calahorrano, 2001).

Estos son los únicos mecanismos focales que se tienen de la zona de Quito, a excepción de los del enjambre sísmico del Norte de Quito entre 1998-1999 (Calahorrano, 2001), que no se han incluidos aquí porque la generación de esos eventos se asocia más bien al proceso volcánico del Guagua Pichincha (transmisión de presión de poros por movimientos de fluidos) antes que a la actividad puramente tectónica del Sistema de fallas inversas de Quito. Los mecanismos a), c) y d), presentan cinemáticas predominantemente inversas, resultado del campo local de esfuerzos E-W (Calahorrano, 2001) y los planos coinciden más o menos con las estructuras del Sistema de fallas de Quito orientadas ~ N-S a NNE-SSW. El mecanismo b), se le atribuyó a una supuesta Falla San Antonio (casi E-W, Bonilla et al, 1992) y el mecanismo e) es de tipo normal y corresponden a las réplicas del sismo del mecanismo d), y se las interpretó como una relajación de las estructuras (Calahorrano, 2001).

6) Las fallas de tipo normal con dirección N-S que afecta a la Fm. Cangahua, no corresponden a estructuras tectónicas como se asumía anteriormente (Hall & Yepes, 1980; Tibaldi & Ferrari, 1992), sino más bien son debidas a efectos topográficos y gravitacionales (Soulas et al, 1991; Ego & Sebrier, 1996).

4.2.2.1 SISTEMA DE FALLAS ACTIVAS INVERSAS DE QUITO El Sistema de fallas activas inversas de Quito es un excelente ejemplo para estudiar el estilo de crecimiento de fallas y variaciones de desplazamientos asociados con fallas inversas activas debido a que los sedimentos sintectónicos han grabado la historia del desplazamiento. Si bien en el campo las fallas de Quito y Catequilla no han sido observadas, algunas fallas asociadas de escalas menores han sido descritas (e.g. Falla Botadero). A diferencia de fallas normales y de rumbo, pocas fallas inversas han sido estudiadas en detalle en el mundo y sus geometrías, estadísticas y relaciones desplazamiento/longitud son pobremente conocidas (Burbank & Anderson, 2001). Existen clásicamente dos modelos para el crecimiento de una falla: crecimiento por propagación radial y por enlace de segmentos, y solo en situaciones en la que sedimentos sintectónicos graban como el desplazamiento de las fallas varió a través del tiempo es posible diferenciar entre estos modelos (Burbank & Anderson, 2001). El estilo de fallamiento inverso en el IAV Central, es por enlace de segmentos (al menos 3 segmentos) en subsuperficie. La expresión morfológica de estos segmentos son tres lomas (ridges) no alineadas que corresponden a pliegues y flexuras que están íntimamente relacionados con la falla subyacente. La evidencia de campo muestra como los segmentos propagaron desde el norte en pulsos. En el IAV Central, como la depositación ocurrió sincrónicamente con el fallamiento inverso, los estratos asociados con la deformación (Post- Fm. San Miguel) proveen las mejores claves para descifrar la historia del levantamiento y crecimiento de las lomas desde el Pleistoceno Medio (Ver más adelante Evolución

Geológica). El pinchamiento de toda la Fm. Chiche hacia CCR (observable en la zona de Oyacoto), sugiere que esta loma constituyó un alto estructural al tiempo de su depositación. Así mismo, más al Sur en la zona de Quito se observa como la Fm. Chiche está involucrada en la deformación de la falla de Quito (BBR, zona de Zámbiza) y se ve hacia el tope de esta formación una depositación sintectónica con el levantamiento de esta loma, manifiesta en la discordancia angular entre la Fm. Chiche con la suprayacente Fm. Machángara, discordancia que es mayor hacia el norte (zona de Zámbiza) que hacia el Sur (zona del Batán). En adición la morfología de las lomas es un factor a ser tomado en cuenta para determinar su edad relativa, la loma más septentrional (CCR) es más degradada por deslizamientos y disectada por erosión que BBR e IPR. La loma más meridional (IPR) tiene claramente una morfología más suave y menos erosionada, especialmente en el extremo sur (fin de la falla) donde su altitud va decreciendo (el desplazamiento del Sistema de fallas de Quito va desapareciendo hacia Amaguaña). Toda esta evidencia tectónica, sedimentológica y morfológica, indica que el Sistema empezó a propagar desde el Norte en una serie de pulsos a lo largo de segmentos que colectivamente forman el Sistema de fallas activas inversas de Quito. En base a edades de volcanismo cercano y su correlación con las formaciones, se puede hacer una estimación de tazas de levantamiento. El levantamiento de las lomas empezó hace cerca de 1 Ma con el levantamiento de CCR (edad aproximada de la Fm. Guayllabamba), con un segundo pulso hace 0.5 Ma con los levantamientos de BBR e IPR (edad aproximada para el fin de la depositación de la Fm. Chiche). Como el levantamiento de la ciudad de Quito (ubicada detrás de BBR e IPR) respecto con los valles aledaños es ~ 400 a 500 m se sugiere una taza de levantamiento máxima de 0.8 mm/a. Soulas et al (1987), basado en la morfología estimó una taza de levantamiento entre 0.5 - 1 mm/a.

Teniendo en cuenta que BBR e IPR crecieron a tazas constantes de 0.8 mm/a durante 0.5 Ma con un desplazamiento de 0.4 Km, esas magnitudes según Burbank & Anderson (2001), pueden preservar el relieve estructural de la erosión y hacer de BBR e IPR buenos ejemplos para reconstruir la evolución del plegamiento-levantamiento basándose en la geomorfología. Para el caso de CCR, que es un levantamiento más antiguo, la erosión pudo borrar casi todos los marcadores geomorfológicos. Con el fin de refinar tazas de deformación y modificaciones geomorfológicas debido al levantamiento, edades radiométricas (40Ar/39Ar) están en progreso, para definir

cuando

los

pliegues

propagaron

cuan

rápidamente

crecieron

verticalmente y lateralmente. Desenmarañando esa historia, seremos capaces de mejorar patrones de deformación y de riesgo sísmico.

4.2.2.2 TECTÓNICA DE LA DEPRESIÓN GUAYLLABAMBA Como se indicó anteriormente, la depresión Guayllabamba es una semi-cuenca de pull-apart, que empezó a formarse a finales del Pleistoceno debido a la interacción de: la falla transcurrente heredada de orientación ~ NE (Samaniego et al, 1994) denominada Falla del Río San Pedro con fallas del Sistema de Quito y con la falla inversa-dextral (?) de San Miguel del Común (Fig. 4.1). Esta última falla muestra actividad neotectónica, manifiesta en drenajes desplazados y descabezados, cambios de pendiente, etc. El control tectónico en los bordes de la depresión Guayllabamba, generó un “hueco”, haciendo que grandes bloques vayan colapsando hacia el centro en una serie de deslizamientos posiblemente rotacionales teniendo como superficie de ruptura a la Fm. San Miguel debida a su alta plasticidad (Echeverría & Mosquera, 1993). Este colapso produjo escarpes circulares y si bien no se tiene evidencia de fallamiento lístrico, esto es lo más probable. El análisis tectónico dentro de la depresión debe ser realizado con mucha objetividad, debido a la gran cantidad de movimientos en masa. En esta depresión

casi no se encuentra ningún bloque ‘in situ’. Los datos más reales se encuentran hacia los bordes N y E de la depresión. 1) Borde Norte: Fallas normales E-W buzando hacia el Sur, con desplazamientos métricos (e.g. UTM: 797600-9998400, UTM: 797700-9998500, UTM: 793750-10001300) y especialmente casi todo el escarpe de Jerusalén correspondería a una gran falla normal E-W, cuyo salto produce la depresión Guayllabamba y que responden al esfuerzo compresional E-W. Estas fallas empiezan a activarse en el Pleistoceno Superior, después de la depositación de la Fm. Mojanda (involucran a rocas de la Fm. San Miguel hasta rocas de la Fm. Mojanda) y reactivaciones después de la depositación de la Fm. Cangahua. 2) Borde Este: Posibles fallas normales recientes. Por ejemplo en UTM: 800190-9998370, se tiene un escarpe de falla que posiblemente corresponda a una falla normal ~ N30 con buzamiento ~70° NW, con un salto aproximado de 60 m (Nuñez y Vásconez, 1993) y en UTM: 800440-9997660 otro escarpe de una posible falla ~ N170 con un salto decamétrico. Estas fallas normales en el borde oriental de la depresión son producidas debido a la formación de la semi-cuenca de pull apart, que desarrolló un régimen extensivo local.