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La Cuenca Oriente: Geología y petróleo

Capítulo 1: Estratigrafía, estructura y evolución geodinámica de la Cuenca Oriente

Magmatismo alcalino intra-placa en la Cuenca Cretácica Oriente, Ecuador: evidencias geoquímicas, geocronológicas y tectónicas

Roberto Barragán et Patrice Baby

Résumé

Varios cuerpos ígneos alcalino-basálticos han sido identificados en la sección sedimentaria cretácica de la cuenca ecuatoriana oriente ( 110-80 ma). Los mismos están caracterizados por valores bajos en los radios LILE/HFSE y en los radios isotópicos de Sr y Nd, todos dentro del rango observado en las signaturas composicionales de basaltos de isla oceánica o punto caliente (“hot-spot”), consistentes con una fuente astenosférica. Sísmica de reflexión muestra que la ubicación de los distintos centros eruptivos es controlada por las estructuras pre-existentes del rift triásico-Jurásico invertido en un régimen transpresivo a partir del cretácico superior. edades radiométricas y el registro biostratigráfico de los sedimentos cretácicos sugieren una variación diacrónica de la posición geográfica de este volcanismo alcalino, ocurrido al menos a partir del albiano (40Ar/39K, 106±5Ma) en la parte septentrional de la Cuenca Oriente, y hasta el Campaniano (40Ar/39Ar, 84±2 Ma y 82±0,5 Ma) en la parte occidental-central (zona subandina).
Se propone un mecanismo de “slab roll-back”, originado a partir de la cesación de los procesos de subducción en el Cretácico Inferior (≅130-120 Ma), como el modelo geodinámico más probable para explicar la generación de este magmatismo. El mismo está asociado con la migración lateral y vertical de material astenosférico hacia zonas previamente adelgazadas de la corteza o “thin-spots” litosféricos. Por lo tanto, el paleo-rift triásico-Jurásico ejerció un control fundamental en la generación de estos magmas alcalinos, facilitando la fusión parcial de una fuente astenosférica no afectada por procesos de subducción. Finalmente, la inversión tectónica del Cretácico Superior da lugar a la reactivación de las estructuras extensivas pre-existentes en un régimen transpresivo, lo que originó la migración del magmatismo hacia el sur-suroeste principalmente a lo largo del Corredor Sacha-Sushufindi de la Cuenca Oriente.

Texte intégral

INTRODUCCIÓN

1Magmatismo intra-placa de tipo alcalino-basáltico ha sido identificado en varias secuencias Mesozoicas y Cenozoicas a lo largo de la margen occidental de las Américas y de la Península Antártica. Dependiendo del ambiente tectónico imperante, diversos son los procesos magmáticos que pueden explicar su ocurrencia y generación. Estos mecanismos incluyen:

  1. Plumas mantélicas o “mantle plumes” presentes debajo de la corteza continental con temperaturas anormalmente altas (Campbell & Griffiths, 1992; Kerr et al., 1995; Gibson et al., 1995; Hill, 1993), (e.g. Columbia River Basalts, noroeste de los Estados Unidos [Thompson & Gibson, 1991]);

  2. fusión parcial de material astenosférico por descompresión adiabática debido a extensión litosférica de gran escala (McKenzie & Bickle, 1988) y asociada a la propagación de zonas de rift (e.g. cuencas triásico-Jurásicas andinas de “back-arc” entre 25°S y 0° [Romeuf et al., 1997);

  3. desarrollo de “slab windows” relacionados con procesos de subducción a lo largo de márgenes continentales activas (Thorkelson & Taylor, 1989; Hole et al., 1991) después de la colisión y subducción de dorsales mid-oceánicas (e.g. Baja California [Storey et al., 1989], Patagonia meridional [Ramos & Kay, 1992; Stern et al., 1990] y Península Antártica [Hole et al., 1993; 1995]);

  4. “slab roll back”, debido a la migración lateral y vertical de material magmático astenosférico en zonas litosféricas previamente adelgazadas o “thin-spots” (e.g. La Antártica-James Ross Island [Hole et al., 1995]).

2La cuenca oriente de Ecuador, localizada al este de la cordillera andina actual (fig. 1), proporciona nuevas evidencias de un magmatismo continental alcalino-basáltico intra-placa, asociado con la evolución del margen noroccidental de la placa continental sudamericana durante el cretácico. el mismo se desarrolla sobre una sección sedimentaria Fanerozoica durante condiciones marino someras estables que correspondían a la depositación de las Fms. cretácicas Hollín y Napo (Barragán et al., en este libro). La distribución geográfica de estos eventos ígneos alcalinos se confina en gran parte a las estructuras pre-extensivas invertidas durante el cretácico, alineadas a lo largo del corredor sacha-sushufindi en una dirección NNE-SSW en la parte central de la Cuenca.

3A continuación, se pone en evidencia los resultados de un estudio geoquímico, geocronológico y tectónico, dirigidos a entender la evolución geodinámica de esta pequeña provincia ígnea máfica, denominada “Volcanismo Basáltico Cretácico de la cuenca oriente (OBB = Oriente Basin Basalts)”, y a establecer su relación con la evolución de la margen noroccidental activa de Sudamérica.

Figura 1 – Mapa tectónico sintético de la Cuenca Oriente (modificado a partir de Baby et al., 1999) y su relación con la distribución de los eventos volcánicos.

1. CUADRO GEOLÓGICO Y CONTROL TECTÓNICO DEL MAGMATISMO CRETÁCICO

4La cuenca oriente de ecuador forma parte del sistema actual de cuencas subandinas de ante-país o cuencas de foreland (Marksteiner & Alemán, 1997) desarrolladas entre el escudo precámbrico Brasileño-guyanés, al este, y el arco magmático andino actual al oeste (Dashwood & Abbotts, 1990) (fig. 1). Sus configuraciones estructural y estratigrafía han sido descritas en varias publicaciones (Tschopp, 1953; Baldock, 1982; Dashwood & Abbotts, 1990; Balkwill et al., 1995; White et al., 1995; Jaillard, 1997; Baby et al., 1999; Rivadeneira & Baby, 1999). Un resumen del contexto estratigráfico, estructural y de la evolución geodinámica de la Cuenca Oriente se presenta en el capítulo I de este libro.

5Sísmica de reflexión muestra que la localización y ocurrencia del volcanismo alcalino-cretácico están restringidas principalmente al corredor sacha-shushufindi siguiendo una dirección NNE-SSW, siendo controlado su emplazamiento por estructuras pre-cretácicas extensivas, particularmente fallas normales de escala cortical que limitan semi-grabenes Triásico-Jurásicos (figs. 3 y 4, véase fig. 2 para ubicación), invertidos en contexto transpresivo dextral a partir del cretácico superior (≅ 90 Ma). Esta relación entre tectónica y volcanismo se ve reflejada en la distribución de los cuerpos magmáticos a escala regional de la cuenca (figs. 1 y 2), sugiriendo que las estructuras pre-existentes ejercieron un control fundamental para la generación del magmatismo cretácico alcalino durante la evolución de la cuenca cratónica oriente. Por lo tanto, el ascenso de material magmático a la superficie estuvo posiblemente limitado a las discontinuidades estructurales pre-existentes. Dichas zonas litosféricas previamente adelgazadas, correspondientes en la cuenca oriente a zonas afectadas por el sistema de rift pre-cretácico tetyano, han sido definidas previamente por thompson & gibson (1991) como “thin-spots litosféricos”.

2. ACTIVIDAD MAGMÁTICA EN LA CUENCA CRETÁCICA ORIENTE

6La distribución regional de los cuerpos extrusivos e intrusivos cretácicos reconocidos dentro del ciclo sedimentario Hollín-Napo de la cuenca oriente se sumariza en la figura 2. Aunque el volumen de volcanismo generado es relativamente pequeño, el OBB es un evento regional alineado y desarrollado a lo largo de una zona orientada NNE compuesta de por al menos 40 centros eruptivos aislados. Los mismos están caracterizados por depósitos hyaloclástiticos, diques basálticos y cuerpos intrusivos someros gabróicos (sills), el más grande de estos con un espesor de 150 a 200 m, cubriendo un área de 20 km2 (áreas Yuralpa-Dayuno, véase figura 2 para localización). Sus características principales son sumarizadas en La tabla 1.

7Las facies extrusivas están caracterizadas dominantemente por conos de tobas y maars formando centros volcánicos monogenéticos (Walker, 1993), definidos en varias secciones sísmicas (figs. 3 y 4), y confirmados a través de varios núcleos de perforación y del análisis de registros eléctricos de pozos que atraviesan los mencionados cuerpos ígneos, además de la descripción de afloramientos especialmente en la zona subandina. Los componentes volcanoclásticos identificados en estas sucesiones volcánicas, consisten principalmente en capas finas de tobas basálticas estratificadas, ceniza fina, fragmentos de lapilli, vidrio basáltico y minerales máficos. Es muy común la presencia de lapilli acrecional y sideromelano que evidencia condiciones depositacionales húmedas y un enfriamiento rápido. La mayoría de los productos volcánicos están palagonitizados. Por lo tanto, estos depósitos volcanoclásticos reconocidos en la sección cretácica sugieren eventos freatomagmáticos con típico estilo eruptivo surtseyano (Cas & Wright, 1988). Los cuerpos ígneos intrusivos equivalentes están caracterizados por sills diabásicos-gabróicos y diques basálticos. Los mismos fueron emplazados a varios niveles estratigráficos en la serie cretácica (figs. 3 y 4), y analizados a través de muestras de núcleos de perforación bien preservados sin mayor alteración secundaria (tabla 1, véase fig. 2 para su ubicación). En general, presentan una composición mineralógico y textural uniforme. Petrográficamente, dichos cuerpos intrusivos contienen texturas faneríticas de grano fino siendo olivino el fenocristal dominante (≥ 60%), y labradorita (< 20%) y clinopiroxeno (< 20%) los fenocristales subordinados. La matriz presenta una textura intergranular con olivino, microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, y magnetita. Los diques diabásicos, con texturas dominantemente afaníticas, contienen olivino como fenocristal dominante, teniendo clinopiroxeno y trazas de plagioclasa como fenocristales subordinados. Los microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno, magnetita y óxidos de hierro forman la matriz con una textura igualmente intergranular.

Figura 2 – Distribución geográfica y localización de los eventos extrusivos e intrusos cretácicos a lo largo de la Cuenca Oriente. Son ubicadas las diferentes muestras analizadas (análisis geoquímicos y radiométricos).

Figura 3 – Secciones sísmicas de reflexión mostrando el emplazamiento de los eventos extrusivos e intrusivos en la Cuenca Oriente, sindepositionales a la Formación Napo Superior durante el Campaniano: (a) cuerpo extrusivo Jaguar (cono de toba o maars); (b) cuerpos extrusivos (cono de tobas) e intrusos someros (gabros) de Yuralpa. Los datos de registros eléctricos y testigos de pozos confirman las interpretaciones sísmicas. Véase figura 2 para la localización de los perfiles sísmicos.

Figura 4 – Secciones sísmicas de reflexión que muestran el emplazamiento de los depósitos extrusivos en la Cuenca sindepositionales a las Fms. Hollín Superior y Napo Basal del Albiano: (a) Vista y (b) Tapi (conos de toba). Véase figura 2 Para la localización de los perfiles sísmicos.

Tabla 1 – Resumen de los eventos extrusivos e intrusivos encontrados En la Cuenca Oriente. Información Biostratigráfica (*) basada en White et al. (1995) y Jaillard et al. (1997).** Nuevas determinaciones radiométricas a través del método 40Ar-39Ar.*** Datos no publicados (Informes Petroproducción no publicados).

3. PROCEDIMIENTOS ANÁLITICOS

8La composición y abundancia geoquímica de elementos mayores y menores de muestras representativas del volcanismo cretácico están sumarizadas en la tabla 2. Es importante indicar que la espesa sección cenozoica sobreyacente limita los afloramientos cretácicos de la cuenca oriente. Por lo tanto, la distribución de los diferentes cuerpos ígneos, identificados en este estudio, está restringida únicamente a muestras de testigos de pozos exploratorios y al análisis de sus correspondientes registros eléctricos y secciones sísmicas, siendo difícil cuantificar el volumen verdadero de magma generado durante este evento volcánico.

9Elementos mayores (Ni, Cr, Sc, V, Ba, Rb, Sr, Zr, Y y Nb) y elementos menores fueron analizados por procedimientos de rayos X y de ICP-MS en el laboratorio de “Washington State University” (Johnson et al., commun. pers., 1998). La precisión fue probada por análisis múltiples de un solo espécimen. Precisión en los elementos mayores es < 2 % de la abundancia absoluta, la precisión de elementos trazas es < 5 % excepto por Nb y Rb, que es del 10 % en muestras con bajo contenido. Datos isotópicos de Sr y Nd (tabla 2) fueron determinados en la “Cornell University”. Detalles más precisos del procedimiento utilizados se pueden encontrar en White & Patchett (1984).

10Cuatro dataciones radiométricas fueron determinadas usando el método de 40Ar/39Ar en muestras no alteradas. Estos resultados junto a los datos no publicados de dataciones por el método de 40Ar/39K (Informes Petroproducción no publicados) son resumidos en la tabla 1 (véase también la figura 2 para su ubicación). Las determinaciones radiométricas fueron realizadas en la “oregon state university”. Las edades fueron calculadas usando el procedimiento descrito en dalrymple et al. (1981), Duncan & Hogan (1994), y duncan et al. (1997).

4. CARÁCTER GEOQUÍMICO Y PETROGÉNESIS

11A pesar de estar localizados en diferentes posiciones geográficas y presentar un rango amplio de edades (≅ 110-80 Ma), las muestras analizadas exhiben un rango restringido tanto en elementos mayores como en elementos trazas. El volcanismo OBB cae dentro del rango observado para el campo de basaltos alcalinos (fig. 5), en los diagramas de Harker de álcalis total (Na2O+K2O) versus SIO2. Además, están caracterizadas por un alto contenido en TIO2 (≥3 wt%), K2o (1,5-2 wt%), NA2o (2-3 wt%) y P2O5 (> 0,6 wt%), lo que sugiere un origen en zonas profundas astenosféricas. la abundancia de Mgo(8,4-15,8wt%), Ni (50-340ppm), Cr (270-500) y V (225-350ppm) sugieren una naturaleza primitiva. El número del magnesio (Mg#) varía entre 60 a 74 con la mayoría de valores sobre 67 (tabla 2). Los mismos representan composiciones primitivas de magmas que han experimentado cantidades pequeñas de fraccionamiento de una fuente mantélica asumiendo para esta última un número de magnesio típico de 88-90 (Wilson, 1993).

Tabla 2 – Composición geoquímica de elementos mayores y trazas de muestras de testigos de perforación de basaltos cretácicos de la Cuenca Oriente (OBB). Análisis geoquímicos de elementos mayores y menores determinados por métodos de XRF y ICP-MFS. Hierro total está expresado como FeO. Las técnicas de análisis están discutidas en el texto y en las referencias citadas. El número de Magnesio (Mg#) fue calculado usando FeO/Fe2O3 = 0,33. (*) Muestras de diques diabásicos. (**) muestras de sills gabróicos (véase figura 2 para localización de muestras).

12En general, las muestras del volcanismo cretácico de la cuenca oriente presentan valores similares de elementos trazas con relación a magmas basáltico alcalinos originados en diversos ambientes tectónicos, sean continentales (Basaltos de “slab Window”, e.g. san Quintín, Baja california [storey et al., 1989; saunders et al., 1987], Península Antártica (Hole et al., 1993) y Patagonia (stern et al., 1990); Basaltos de mesetas continentales o “continental Flood Basalts”, e.g. Provincia de Karoo [Duncan et al., 1997; gibson et al., 1995]) y oceánicos (Basaltos alcalinos de islas Oceánicas “OIB”, e.g. Cameroon [Fitton & Dunlop, 1985] y Galapagos [Geist et al., 1998; reynolds & geist, 1995]).

13El volcanismo OBB se caracteriza por presentar valores bajos en los radios LILE/ HFSE (e.g.: Ba/Nb ≈ 6,33-8.56; Th/Ta ≈ 0,98-1,44; La/Nb ≈ 0,57-0,67; Ba/Zr ≈ 1,79-2,83), (tabla 3; modificado de Shinjo, 1998; Wilson, 1993; Hole et al., 1993), sin presentar la característica deflexión en el contenido de Nb y Ta, típico de magmas relacionados a procesos de subducción (ramos & Kay, 1992) (fig. 6a). Además, el OBB exibe perfiles típicos de basaltos alcalinos tipo OIB, como se observa en los diagramas de multi-elementos normalizados con respecto a valores de MORB y de coindrita (fig. 6b). Estos perfiles son un indicativo de un origen asociado a grados bajos de fusión parcial de una fuente astenosférica profunda (Hole et al., 1995). Igualmente, radios de Ba/Ta (50-150) and La/Ta (8,84-11,75) caen dentro del rango observado para basaltos de origen oceánico (punto caliente-OIB) y de basaltos de origen continental (pluma mantélica), que no han sufrido interacción con material litosférico enriquecido por procesos de asimilación de corteza continental (fig. 7a). la abundancia de elementos de tierras raras pesados es consistente y la signatura geoquímica de estos magmas basáltico alcalinos (La/Yb ≈ 21,3 –32,6, Sr/Y ≈12,4-32,9, Ce/Yb ≈ 40,7–62,3, Sm/Yb ≈ 4,7–6,9) confirma un origen asociado a bajos grados de fusión parcial de un manto astenosférico con facies de granate residual, a una profundidad de origen de al menos 80 kilómetros según los modelos propuestos por Ellam (1992) para basaltos primitivos.

Tabla 3 – Radios de elementos incompatibles de OBB y de basaltos de varios ambientes tectónicos. OBB = Basaltos de la Cuenca Oriente (localización de las muestras véase figura 2); IAT = arco de isla toleítico; HAB = basalto de alto-aluminio; CA = basalto calco-alcalino; OIB = basalto de isla oceánica. (Fuente de datos: Wilson, 1993; Sun, 1980; Shinjo, 1998; Fitton & Dunlop, 1985; Storey et al., 1989; Hole et al., 1995).

Figura 6 – Diagramas de araña normalizados con respecto a valores de coindrita: a) mostrando la distribución de elementos de tierras raras en muestras de OBB, es evidente una variación restringida en el rangocomposicional; b) comparando las rocas de OBB (muestra representativa) con otros basaltos de ambientes tectónicos diferentes (OIB, MORB, y basaltos continentales (FBP)). Datos de manto primitivo y de coindrita según Sun & McDonough (1989).

14La relación de isótopos de sr y nd obtenida en tres muestras del volcanismo OBB (fig. 7b) muestra valores (87Sr/86Sr: 0,703547-0,705192 y 143Nd/144Nd: 0,512815­0,512836) dentro del rango observado en basaltos de isla oceánica (OIB), y similar a los campos composicionales de basaltos alcalinos de origen continental (e.g. Península antártica, James ross island y basaltos cratónicos de la patagonia [Stern et al., 1990]).

5. GEOCRONOLOGÍA: EMPLAZAMIENTO DEL MAGMATISMO CRETÁCICO EN LA CUENCA ORIENTE

15Nuevas dataciones radiométricas de 40Ar/39Ar junto con otras de 40Ar/ 39K de muestras basálticas en testigos de perforación obtenidos a lo largo de la Cuenca Oriente son resumidas en la tabla 1 (véase fig. 2 para ubicación). Estos datos absolutos combinados con las edades biostratigráficas de los sedimientos circundantes de las Fms. Hollín y Napo, definidas por varios autores (e.g.: tschopp, 1953; Faucher & Savoyat, 1973; Hoffstetter, 1956; Jaillard, 1997), sugieren una variación cronológica con la posición geográfica para el emplazamiento de estos magmas máficos a partir del albiano hasta el Campaniano (≈110-80 Ma). La figura 8 ilustra la posición estratigráfica de los diferentes eventos ígneos observados en la cuenca ecuatoriana Oriente y su relación con las formaciones cretácicas napo y Hollín. El evento volcánico más antiguo corresponde a conos de toba basálticos y diques diabásicos, emplazados contemporáneamente a la depositación de la Fm. Hollín Superior en el albiano medio-superior en la parte norcentral de la Cuenca Oriente (áreas de los campos Vista y Tapi, véase la figura 2 para su ubicación). Las edades radiométricas obtenidas confirman el registro biostratigráfico en esta localización (40Ar/39K 106±5 Ma; Informe Petroproducción no publicado). Evidencias de un volcanismo basáltico alcalino diacrónico se observa a lo largo del corredor sacha-shushufindi, sinsedimentario a las secciones Napo Inferior del Albiano Superior-Cenomaniano en la parte central de la cuenca (áreas de Laguna-Jivino y Ginta), Napo Medio del Turoniano (áreas Auca-Armadillo) y Napo Superior del Santoniano-Campaniano en la parte occidental sur-central de la Cuenca Oriente (zona subandina actual- áreas de Pungarayacu, Yuralpa y Dayuno). Las edades radiométricas, en las correspondientes localidades, confirman igualmente el registro biostratigráfico, respectivamente: 40Ar/39Ar ≅ 101,6±0,8 Ma y 91± 4,6 Ma (Barragán, 1999), parte central de la cuenca; 40Ar/39Ar ≅ 84±2 Ma (Informe Petroproducción no publicado) y 82±0,5 Ma (Barragán, 1999), parte sur-central occidental de la Cuenca Oriente.

16Por lo tanto, la variación cronológica de edades para el emplazamiento de los diferentes cuerpos ígneos máficos está directamente relacionada con la posición geográfica, desde el albiano (≅ 106±5 Ma) en la parte septentrional de la cuenca, hasta el campaniano (82±0,5 Ma) en la parte central-oeste (Zona subandina), sugiriendo una migración progresiva del magmatismo hacia el S-SW a lo largo del Corredor Sacha Shushufindi (fig. 2).

Figura 7 – a) Diagrama de Ba/Ta vs. La/Ta (modificado de Ramos & Kay, 1992) mostrando la afinidad general de los magmas de OBB con los basaltos de isla oceánica (OIB). Además, se muestra el campo correspondiente al arco magmático continental andino. b) Variación del 43Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr para los magmas alcalinos OBB y de otros ambientes tectónicos (OIB y MORB) (modificado de White & Hofmann, 1982).

Figura 8 – Sección transversal esquemática que muestra la posición estratigráfica de la facies ígneas observadas en la Cuenca Oriente, y su relación con las diferentes unidades, miembros y formaciones cretácicas de Napo y de Hollín.

6. DISCUSIÓN: GENERACIÓN DEL EVENTO ALCALINO OBB

17La cuenca oriente de Ecuador registró los cambios geodinámicos asociados con la reorganización de placas tectónicas en el margen noroccidental de sudamérica durante el Jurásico Superior-Cretácico Inferior. A lo largo del segmento Ecuatoriano-Colombiano, este período (≅ 130-120 Ma) fue marcado por la acreción lateral de terrenos alóctonos (e.g. Chaucha Arenillas - Aspden & Litherland, 1992; Jaillard et al., 2000), y por la cesación de los procesos de subducción y magmatismo relacionados al arco continental Misahualli (Jaillard et al., 1995; 2000). Todos estos eventos dieron lugar a cambios paleogeográficos importantes (Pindell & Tabbutt, 1995): levantamiento y erosión de la sección pre-Cretácica, instalación de una plataforma marina somero en el cretácico de la Cuenca Oriente (sistema MOP) (Marksteiner & Alemán, 1997; Dashwood & Abbotts, 1990; White et al., 1995), y desarrollo de un magmatismo continental alcalino intraplaca orientado en una dirección casi paralela al arco magmático pre-existente.

18Como se mencionó al inicio, la ocurrencia y generación del volcanismo intra-placa en la cuenca oriente pueden explicarse por varios mecanismos. sea por la formación de “slab window” (Thorkelson & Taylor, 1989), por la interacción de un punto caliente (Campbell & Griffiths, 1992; Gibson et al., 1995; Hill, 1993), por la propagación de un rift (McKenzie & Bickle, 1988), o por “slab roll back” de la placa subductada (Hole et al., 1995; stern et al., 1990). Cualquiera de estos mecanismos tendrá que explicar las siguientes observaciones geológicas:

  • el volumen de productos eruptivos generados por este volcanismo alcalino es relativamente pequeño;

  • las signaturas geoquímicas e isotópicas de tipo OIB son consistentes con una fuente astenosférica sin ninguna evidencia geoquímica de interacción con componentes de procesos de subducción;

  • el control tectónico en el emplazamiento del volcanismo oBB es evidente y es ejercidoporlasestructuraspre-existentestriásico-Jurásicasdelpaleo-rifttetiano, invertidas en un régimen transpresivo a partir del turaniano;

  • finalmente, la migración del volcanismo hacia el se a lo largo del corredor sachashushufindi y orientado NNE-SSW, es sugerido por la variación cronológica sistemática del magmatismo respecto a la posición geográfica de los diferentes eventos eruptivos, desde el albiano (~110 Ma) en la parte norte, hasta el campaniano (~80 Ma) en la parte oeste-central de la cuenca oriente.

19Primeramente, cualquier posibilidad de magmatismo alcalino asociado a procesos de rifting continental debe ser eliminada. No existen evidencias de extensión litosférica de suficiente magnitud para generar fusión parcial por descompresión adiabática en la cuenca cretácica oriente. en contraste, y como es sugerido por todas las evidencias tectónicas, la mayoría de centros eruptivos alcalinos son controlados por estructuras invertidas en transpresión desde el turoniano (Baby et al., 1998; 1999; Rivadeneira & Baby, 1999). Por otro lado, un modelo de punto caliente continental podría explicar la variación sistemática de edades con la posición geográfica, y por lo tanto, la migración magmática del volcanismo alcalino OBB Hacia el se, a lo largo del corredor Sacha-Shushufindi como es sugerido por los datos radiométricos. Sin embargo, el volumen de volcanismo generado por el evento magmático OBB es pequeño, y no puede ser justificado por un modelo de “hot-spot”.

20¿Es entonces el evento alcalino OBB un indicador de procesos de “slab window” en la placa subductada del margen ecuatoriano durante el cretácico inferior? Si éste es el caso, el modelo de “slab-window” podría explicar la generación de volúmenes limitados de magmas máficos en un área que no ha sido afectada por una extensión litosférica significante. sin embargo estamos omitiendo el elemento más importante de un modelo de “slab window”: “slab windows” se forman como consecuencia de la colisión de una dorsal mid-oceánica (Thorkelson, 1996), y no hay evidencias geológicas en la cuenca oriente de la interacción de una dorsal después del evento acrecional del terreno alóctono chaucha-arenillas (≈130-120 ma) (Jaillard et al., 2000; aspden & litherland, 1992), debido a que la subducción cesó automáticamente a lo largo del margen ecuatoriano.

21Proponemos, por lo tanto, un mecanismo de “slab-roll back” como el proceso más probable para explicar el origen de este magmatismo alcalino intra-continental tan peculiar en la cuenca cretácica oriente. La figura 9 (a-c) muestra un esquema del modelo geodinámico propuesto. A partir de la cesación de los procesos de subducción, después del evento acrecional (fig. 9a), el material relicto de la placa subductada correspondiente a su parte más baja fue gravitacionalmente hundida y rotada como resultado del gran contraste de densidades con el material astenosférico circundante (fig. 9b). Esto resultó en una migración lateral y vertical de material mantélico astenosférico no modificado por procesos de subducción, siguiendo posiblemente la trayectoria de la subducción jurásica previa, y posiblemente remplazando la cuña mantélica SSW-NNE pre-existente. Esto simplemente pudo inducir el “roll-back” de la porción de placa oceánica subductada (fig. 9c). a partir del albiano (≈110 Ma), el material astenosférico no modificado por procesos de subducción migró lateralmente y verticalmente siguiendo las paleo-estructuras del rift triásico-Jurásico o “thin-spot” litosférico, promoviendo fusión parcial y facilitando la evacuación de magmas a la superficie, especialmente en la parte nor-central de la cuenca. La inversión tectónica a partir del turoniano (90 ma) (Baby et al., 1999) generó la reactivación total en transpresión de las estructuras extensivas pre-existentes, que originó la migración del magmatismo alcalino hacia el S-SW, siguiendo la trayectoria del corredor sacha-shushufindi. ejemplos similares, que vienen lo más cercano posible a demostrar este mecanismo, son los observados en la evolución magmática de James ross island de la península antártica (Hole et al., 1995), y en las lavas basálticas de las pampas patagónicas (stern et al., 1990).

Figura 9 – Modelo esquemático (a-c) para el origen y la evolución geodinámica del “thinspot” intra-continental a lo largo del corredor Sacha-Sushufindi de la Cuenca Oriente.

CONCLUSIONES

22La composición geoquímica e isotópica del volcanismo cretácico alcalino en la cuenca oriente (OBB) es consistente con un origen astenosférico no afectado por procesos de subducción. exhibe un rango restringido en la variación composicional: contenidos bajos de SiO2 (42,58-46,72 %), altos en álcalis (3,4-4,6 %), bajos en elementos incompatibles (e.g. Ba/Nb ≈ 6,33-8,56; Th/Ta ≈ 1-1,44; La/Nb ≈ 0,57-0,67; Ba/Zr ≈ 1,79-2,83), y valores isotópicos de sr–nd (87Sr/86Sr 0,703547-0,705192, 143Nd/144Nd 0,512815-0,512836), todos ellos similares a basaltos tipo OIB originados en una pluma mantélica o punto caliente.

23Un mecanismo de “slab roll-back”, asociado con la migración lateral y vertical de magma astenosférico, facilitó la generación del volcanismo alcalino intra-placa en la cuenca oriente cretácica, a partir de la cesación de los procesos de subducción (≈ 130­120 Ma). El rift pre-cretácico ejerció un control fundamental en la generación de estos magmas, actuando como “thin-spots” litosféricos. En la cuenca oriente, la inversión tectónica a partir del turoniano (≈ 90 Ma) dio lugar a la reactivación en transpresión de las estructuras extensivas pre-existentes, originando la migración Hacia el S-SW de la actividad magmática, y siguiendo la dirección del corredor sacha-shushufindi.

Agradecimientos

24El presente trabajo representa un resumen de una parte de la tesis doctoral obtenida por R. Barragán en la Universidad Paul Sabatier de Toulouse (Francia).

25Los autores agradecen especialmente a Petroproducción por proporcionar acceso a la información radiométrica y a todas las muestras de testigos de perforación obtenidas para análisis geoquímicos y radiométricos. Nuestros agradecimientos a Dennis Geist por sus revisiones constructivas.

Bibliographie

Referencias citadas

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Table des illustrations

Légende Figura 1 – Mapa tectónico sintético de la Cuenca Oriente (modificado a partir de Baby et al., 1999) y su relación con la distribución de los eventos volcánicos.
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Légende Figura 2 – Distribución geográfica y localización de los eventos extrusivos e intrusos cretácicos a lo largo de la Cuenca Oriente. Son ubicadas las diferentes muestras analizadas (análisis geoquímicos y radiométricos).
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Légende Figura 3 – Secciones sísmicas de reflexión mostrando el emplazamiento de los eventos extrusivos e intrusivos en la Cuenca Oriente, sindepositionales a la Formación Napo Superior durante el Campaniano: (a) cuerpo extrusivo Jaguar (cono de toba o maars); (b) cuerpos extrusivos (cono de tobas) e intrusos someros (gabros) de Yuralpa. Los datos de registros eléctricos y testigos de pozos confirman las interpretaciones sísmicas. Véase figura 2 para la localización de los perfiles sísmicos.
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Légende Figura 4 – Secciones sísmicas de reflexión que muestran el emplazamiento de los depósitos extrusivos en la Cuenca sindepositionales a las Fms. Hollín Superior y Napo Basal del Albiano: (a) Vista y (b) Tapi (conos de toba). Véase figura 2 Para la localización de los perfiles sísmicos.
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Légende Tabla 1 – Resumen de los eventos extrusivos e intrusivos encontrados En la Cuenca Oriente. Información Biostratigráfica (*) basada en White et al. (1995) y Jaillard et al. (1997).** Nuevas determinaciones radiométricas a través del método 40Ar-39Ar.*** Datos no publicados (Informes Petroproducción no publicados).
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Légende Tabla 2 – Composición geoquímica de elementos mayores y trazas de muestras de testigos de perforación de basaltos cretácicos de la Cuenca Oriente (OBB). Análisis geoquímicos de elementos mayores y menores determinados por métodos de XRF y ICP-MFS. Hierro total está expresado como FeO. Las técnicas de análisis están discutidas en el texto y en las referencias citadas. El número de Magnesio (Mg#) fue calculado usando FeO/Fe2O3 = 0,33. (*) Muestras de diques diabásicos. (**) muestras de sills gabróicos (véase figura 2 para localización de muestras).
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Légende Figura 5 – Diagramas de Na2O + K2O vs. SiO2 para las rocas ígneasdelacuencacretácica Oriente(OBB), ypor comparación para otras muestras de diferentes ambientes tectónicos: Punto Caliente, análisisrepresentativodeMorb, ybasaltoscontinentales (CAB) según Cas & Wright (1988). La línea diagonal divide los campos alcalino y toleítico según Reynolds & Geist (1995).
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Légende Tabla 3 – Radios de elementos incompatibles de OBB y de basaltos de varios ambientes tectónicos. OBB = Basaltos de la Cuenca Oriente (localización de las muestras véase figura 2); IAT = arco de isla toleítico; HAB = basalto de alto-aluminio; CA = basalto calco-alcalino; OIB = basalto de isla oceánica. (Fuente de datos: Wilson, 1993; Sun, 1980; Shinjo, 1998; Fitton & Dunlop, 1985; Storey et al., 1989; Hole et al., 1995).
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Légende Figura 6 – Diagramas de araña normalizados con respecto a valores de coindrita: a) mostrando la distribución de elementos de tierras raras en muestras de OBB, es evidente una variación restringida en el rangocomposicional; b) comparando las rocas de OBB (muestra representativa) con otros basaltos de ambientes tectónicos diferentes (OIB, MORB, y basaltos continentales (FBP)). Datos de manto primitivo y de coindrita según Sun & McDonough (1989).
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Légende Figura 7 – a) Diagrama de Ba/Ta vs. La/Ta (modificado de Ramos & Kay, 1992) mostrando la afinidad general de los magmas de OBB con los basaltos de isla oceánica (OIB). Además, se muestra el campo correspondiente al arco magmático continental andino. b) Variación del 43Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr para los magmas alcalinos OBB y de otros ambientes tectónicos (OIB y MORB) (modificado de White & Hofmann, 1982).
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Légende Figura 8 – Sección transversal esquemática que muestra la posición estratigráfica de la facies ígneas observadas en la Cuenca Oriente, y su relación con las diferentes unidades, miembros y formaciones cretácicas de Napo y de Hollín.
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Légende Figura 9 – Modelo esquemático (a-c) para el origen y la evolución geodinámica del “thinspot” intra-continental a lo largo del corredor Sacha-Sushufindi de la Cuenca Oriente.
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