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La Cuenca Oriente: Geología y petróleo

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

Dinámica de la Cuenca de ante-país Oriente desde el paleógeno

Frédéric Christophoul, José David Burgos, Patrice Baby, Jean-Claude Soula, Séverine Bès de Berc, Celso Dávila, Michel Rosero et Marco Rivadeneira

Résumé

Desde fines del cretácico superior, la Cuenca oriente se ubica en posición de retro-Cuenca de antepaís relacionada con el crecimiento de una protocordillera de los andes. El tema de este artículo es mostrar la evolución de esa Cuenca de antepaís en términos de relaciones tectónica-sedimentación a lo largo del paleógeno y del neógeno. En base al análisis de facies sedimentarias, datos de subsuelo y mapas isópacos, varios son los indicios que muestran una deformación tectónica sinsedimentaria, como son:
- a escala local, numerosas discordancias progresivas en el paleógeno;
- a escala regional, ciclos de “loading/unloading” durante el paleógeno y el Neógeno.
Todos esos procesos tectónicos tienen una firma particular en la sedimentación contemporánea de la Cuenca de antepaís. Cada modo de respuesta sedimentaria está ilustrado. Un modelo de evolución geodinámica es propuesto.

Texte intégral

INTRODUCCIÓN

1Las Cuencas de antepaís han sido siempre zonas favorables para el estudio de los eventos orogénicos a través de su relleno sedimentario (Burbank, 1996; decelles & giles, 1996; sinclair, 1997). En forma clásica, los ciclos “loading-unloading” tienen una firma sedimentaria típica, tanto en términos de geometría de los cuerpos sedimentarios como de sucesión de las superficies de erosión. Dichos fenómenos generan secuencias de depósitos de orden 2 según Vail et al. (1991). los sedimentos paleógenos y neógenos de la Cuenca oriente (fig. 1) tienen grabado la evolución de la misma durante dicho periodo. la evolución tectóno-sedimentaria de la Cuenca oriente se caracteriza por una tasa de acortamiento débil (menos de 10 %; Baby et al., 1999a), y parece muy diferente a la de las otras Cuencas subandinas (en Perú, Bolivia o Colombia), donde la tasa de acortamiento al nivel del prisma orogénico es mucho más importante. sin embargo, desde el fin del cretácico superior, la Cuenca oriente (fig. 1) se ubica en posición de retro-Cuenca de antepaís de los andes ecuatorianos (Barragán et al., capítulo 1 de este libro). Así, en los depósitos terciarios de la Cuenca, hemos podido interpretar la firma sedimentaria de la evolución de los andes ecuatorianos. Por medio del análisis sedimentario, de mapas isópacos y de datos de subsuelo, en este artículo, tratamos de mostrar las modalidades de la respuesta sedimentaria a los fenómenos tectónicos que afectaron la cordillera y la Cuenca de antepaís. Proponemos además un modelo de evolución geodinámica.

1. ESTRATIGRAfÍA

1. 1. Paleógeno

2El paleógeno de la Cuenca oriente (fig. 2) está constituido por cuatro formaciones: tena, Tiyuyacu, orteguaza y chalcana. Aunque empieza en el paleógeno, la Fm. Chalcana será descrita en el párrafo sobre el Neógeno, para agrupar las formaciones según una lógica tectóno-sedimentaria y no solo cronoestratigráfica. La Formación Tena, que empieza en el cretácico superior, está interpretada como parte del ciclo cretácico (Barragán et al., capítulo 1 de este libro).

3La Formación Tiyuyacu (Tschopp, 1953; Baldock, 1982; Almeida, 1992; marocco et al., 1996; Zambrano et al., 1996; Valdez pardo, 1997; Christophoul et al., 2002a) tiene una edad eocénica (fig. 2). Ha sido dividida en dos miembros en base a criterios sedimentológicos y tectónicos (Marocco et al., 1996; Baby et al., 1999a; 1999c). El miembro inferior (Tiyuyacu inferior) tiene una edad eocénica inferior. la base de la Formación Tiyuyacu corresponde a una superficie de erosión, identificada en afloramientos y en sísmica (Baby et al., 1999a; 1999c). El miembro superior tiene una edad eocénica medio a superior. Una datación radiométrica (39Ar/40Ar) de un nivel de toba ubicado cerca de la base del Mb. Tiyuyacu superior (Campo Bermejo, norte del levantamiento Napo) dio una edad de 46 +/- 0,4 Ma, que corresponde al Eoceno medio (christophoul et al., 2002; gradstein et al., 2004).

4La Formación Orteguaza (fig. 2) de edad oligocénica inferior (Zambrano et al., 1996) está constituida por depósitos marinos, y se desarrolla hacia el este de la Cuenca. En la zona subandina, los depósitos equivalentes son continentales y pertenecen a la Formación Chalcana; sin embargo, al norte en las márgenes del río Aguarico, al sur del campo Bermejo, se encuentran sedimentos marinos. la Formación chalcana por lo tanto empieza en el Oligoceno inferior, donde corresponde al equivalente continental de la Fm. Orteguaza, y alcanza el Mioceno (Zambrano et al., 1996).

fig. 1 – Mapa de ubicación y mapa geológico simplificado de la Cuenca Oriente (modificado de Baby et al., 1999).

fig. 2 – Columna estratigráfica sintética del Paleogeno y Neógeno de la Cuenca Oriente (modificado de Baby et al., 1999; Christophoul, 1999; Bès de Berc, 2003).

1. 2. Neógeno

5La estratigrafía del Neógeno de la Cuenca Oriente es bien conocida desde el punto de vista litoestratigráfico, aunque existen pocos datos bioestratigráficos (i.e. Tschopp, 1953; Baldock, 1982). Cuatro formaciones (fig. 2) están descritas en este rango de tiempo:

  • La Formación Chalcana, de edad oligocénica superior a miocénica (Tschopp, 1953; Baldock, 1982; Baby et al., 1999a);

  • La Formación Arajuno, de edad miocénica superior (Tschopp, 1953; Baldock, 1982 ; Baby et al., 1999a; rosero, 1999);

  • La Formación Chambira, de edad miocénica superior a pliocénica;

  • La Formación Mera, de edad pleistocénica (Bès de Berc, 2003).

6Todas esas formaciones se depositaron en un depocentro único. Sus tasas de sedimentación máximas en el centro de la Cuenca oriente, computadas según el método de “backstripping” (einsele, 1992) son:

Fm. chalcana: 86 m.Ma-1;
Fm. arajuno: 162 m.Ma-1;
Fm. chambira: 336 m.Ma-1.

7Todas esas formaciones están constituidas por depósitos fluviales, excepto la Fm. curaray en la cual se encuentran depósitos marinos.

2. SEDIMENTOLOGÍA

2. 1. Metodología

8Se ha utilizado la metodología de Miall (1977; 1985; 1996) para analizar los depósitos de las diferentes formaciones fluviales. Este método empieza por la identificación de litofacies (caracterizadas por su granulometría promedio y sus estructuras sedimentarias) en afloramientos claves. La tabla 1 presenta los códigos que corresponden a las litofacies identificadas. Después, se han definido las asociaciones de litofacies típicas de “elementos arquitectónicos” (tabla 2; miall, 1985), que corresponden a cuerpos sedimentarios característicos del lecho fluvial (relleno de canal, barra de migración, llanura de inundación). Finalmente, esos elementos arquitectónicos son combinados para definir el “estilo fluvial” de la formación estudiada y han sido comparados con los modelos clásicos de facies (i.e. miall, 1977; 1996; Bentham et al., 1993; Bridge, 2003).

9Las direcciones de paleocorrientes han sido determinadas por medio de imbricaciones de clastos, direcciones de progradación de barras o por medio de la estratificación cruzada en artesas, siguiendo los métodos de potter & pettijohn (1963), aplicados en el marco del método de los elementos arquitectónicos de miall (1985; 1996).

Tabla 1 – Nomenclatura de las litofacies encontradas en las formaciones fluviales de la Cuenca Oriente (modificado de Miall, 1977; 1996).

Tabla 2 – Nomenclatura de los elementos arquitectónicos encontrados en las formaciones fluviales de la Cuenca Oriente (modificado de Miall, 1985; 1996).

2. 2. Sedimentología de las formaciones paleógenas

2. 2. 1. Fm. Tiyuyacu

10Afloramientos de la Formación Tiyuyacu se encuentran principalmente en el hundimiento sur del Levantamiento Napo, pero también enelnorte de la zonasubandina, en el campo petrolero Bermejo, y al sur en la Cordillera de Shaime (este de la Cordillera de Cutucú). su base corresponde a una superficie de erosión regional (Baby et al., 1999a; 1999c; Christophoul et al., 2002) identificada tanto en afloramientos como en sísmica. La base del miembro superior es también una superficie de erosión a tal punto que en ciertos lugares de la Cuenca (cordillera de shaime), el miembro inferior está completamente erosionado, por lo que el Miembro Tiyuyacu superior sobreyace directamente a la Fm. Tena.

Miembro inferior

11El miembro inferior de la Fm. Tiyuyacu aflora escasamente en la Cuenca. Está expuesto en la quebrada Tiyuyacu, en las márgenes del río misahuallí, cerca a su desembocadura en el río Napo, y en la carretera Tena-Puyo, a pocos kilómetros de Puerto Napo en dirección al Puyo.

12El miembro Tiyuyacu inferior está constituido principalmente de conglomerados y en menor proporción de areniscas gruesas y de lutitas (fig. 3a). Los conglomerados contienen un 90 % de cherts rojizos y angulosos y 10% de cuarzos lechosos y rocas metamórficas. Dichos depósitos están organizados en rellenos de canales complejos (elemento CH; miall, 1996, ver tabla 2). Dentro de esos elementos CH se encuentran facies tipo gt y gp (miall, 1996, ver tabla 1) que pueden ser interpretados como barras de gravas (GB, tabla 2). Hacia arriba, se encuentran cuerpos arenosos mostrando facies sl y sm (tabla 1) organizados en elementos da (tabla 2). El tope de los canales está conformado por areniscas finas y a veces por lutitas en facies Fl y P (tabla 1) revelando elementos arquitectónicos tipo FF (tabla2).Esos rellenos de canales se repiten mostrando una evolución grano decreciente.

13En secciones sísmicas, el Miembro Tiyuyacu inferior presenta discordancias progresivas (fig. 4), que registran una deformación en la Cuenca durante su depositación. Este tipo de discordancias progresivas se encuentra al nivel de cada gran estructura de la Cuenca. Esas variaciones de espesor localizadas en pequeñas estructuras generan una repartición de los depósitos del miembro Tiyuyacu inferior bastante particular (ver sección siguiente).

Miembro superior

14El miembro Tiyuyacu superior aflora igualmente en la zona subandina. La mejor sección conocida se encuentra en el norte, en el campo petrolero Bermejo (fig. 3b). La sección está formada en su mayoría por conglomerados y en menor proporción por areniscas y lutitas. Las litofacies identificadas en el miembro Tiyuyacu superior son parecidas a las del miembro Tiyuyacu inferior. La sección se presenta como una repetición de un motivo elemental en lo cual se encuentran, de la base al tope, las litofacies Gp, Gt (tabla 1, miall, 1996) St, Sr, y al tope, Fl, P y Fr. esa última asociación sola se encuentra al tope de la sección y no ha sido preservada en la base. Junto con los datos de paleocorrientes, las asociaciones pueden ser agrupadas en elementos arquitectónicos del tipo da (o la para algunas en las que se presentan direcciones de paleocorrientes más dispersas) y GB. Las asociaciones Fl, P y Fr pueden ser agrupadas en elementos FF (tabla 2; miall, 1996). Esa repetición puede ser interpretada como resultando del apilamiento de canales fluviales. Esos canales parecen ser simétricos. La presencia de una gran proporción de elementos da, con una granulometría fuerte, y la baja preservación de las facies de llanura de inundación (FF) nos permiten interpretar un tipo de ríos entrenzados de baja sinuosidad con transporte de clastos únicamente por carga de fondo, sin flujos de lodo. Es importante notar que la naturaleza de los clastos encontrados en el mb. Tiyuyacu superior cambia drásticamente respecto a la del miembro Tiyuyacu inferior: los clastos son en un 90 % de cuarzo lechoso.

fig. 3 – Columnas sedimentológicas de las formaciones paleógenas de la Cuenca Oriente: 3a – Miembro inferior de la formacion Tiyuyacu (sección de Puerto Napo); 3b – Miembro superior de la formación Tiyuyacu (sección del Campo Bermejo); 3c – formación Orteguaza (sección del “Puente del Suizo”, Cascales). Ubicación de las secciones en la figura 1.

Fig. 4 – Sección sísmica mostrando una discordancia progresiva en el miembro inferior de la formación Tiyuyacu, ubicación en la figura 1.

2. 2. 2. Fm. Orteguaza

15Solamente es conocido un afloramiento de la Formación orteguaza, descrito por marocco et al. (1996), Valdez Pardo (1997) y Christophoul et al. (2002), e ilustrado por la figura 3c. Este afloramiento se ubica al este del frente subandino, a orillas del río aguarico, cerca de la población de cascales, junto al “puente del suizo”. Ahí, se encuentra una columna continua de las formaciones Tiyuyacu, orteguaza y chalcana (ver párrafo siguiente). La sección es de aproximadamente 40 metros de altura y se compone de lutitas, en parte arenosas, verdosas, endurecidas, intercaladas con bancos de areniscas medias a gruesas y areniscas conglomeraticas al tope de la sección. La base de la sección está representada por areniscas gruesas glauconíticas sin estructuras sedimentarias, sobre las cuales se desarrollan unos 10 metros de lutitas compactadas, a veces arenosas, sobreyacidas por unos 5 metros de intercalaciones de lutitas verdes concapasdeareniscas. Las primeras areniscas son glauconíticas, y hacia el tope se identifican “ripplemarks” y “megaripples” 3d. Sobre esta sección, se encuentran 5 metros de lutitas verdes a veces bioturbadas. luego empieza un apilamiento granocreciente con disminución progresiva del espesor de las intercalaciones de lutitas mostrando un cambio progresivo de ambientes de depositación (“landward stepping”; Van Wagoner et al., 1990). Las estructuras sedimentarias encontradas en esta parte, de la base al tope son: “flaser”y “wavy bedding” y “trough cross bedding”, lechos de areniscas gruesas en la base y de conglomerados al tope. Las intercalaciones de lutitas muestran una intensa bioturbación y moldes de bivalvos. En términos de ambientes de depositación, la Fm. orteguaza muestra una mezcla de ambientes partiendo de una plataforma abierta (lutitas y lutitas bioturbadas), pasando por zonas bajo influencia de mareas (caracterizada por “flaser” y “wavy bedding”) hasta una llanura aluvial (canales conglomeraticos al tope). La sección descrita puede ser divida en dos ciclos transgresivos / regresivos (fig. 5). Ambos ciclos pueden ser evidenciados en los perfiles de pozos. La figura 5 muestra que el intervalo regresivo, al fin del primer ciclo, es menos evidente hacia el este, mostrando un cambio de facies menos marcado que en el oeste de la Cuenca. En la parte central, este intervalo regresivo es bien marcado dando la repuesta eléctrica clásica de la Fm. orteguaza en doble campana. Hacia el oeste, este intervalo desaparece mostrando que el cambio de facies debido a la regresión no es tan importante como en la parte central de la Cuenca. La desaparición de este intervalo progradante se debe probablemente al hecho de que, en esta área (al nivel del subandino actual), estaba dominado por ambientes continentales.

2. 3. Sedimentología de los depósitos fluviales neógenos

2. 3. 1. Fm. Chalcana

16La Fm. chalcana aflora principalmente en los flancos y en el periclinal sur del levantamiento Napo. Los mejores afloramientos conocidos se ubican cerca de cascales, en la orilla del río aguarico (fig. 6a), y en la carretera tena puyo, a pocos kilómetros del puente sobre el río Napo, en dirección al puyo.

Fig. 5 – Correlacion oeste-este de pozos para la formacion Orteguaza a través de la Cuenca Oriente, ubicación en la figura 1.

Fig. 6 – Columnas sedimentológicas de las formaciones neógenas de la Cuenca Oriente: 6a – formación Chalcana (sección del “Puente del Suizo”, Cascales); 6b – formación Arajuno (sección de la carretera Puerto Napo Santa Rosa y del río Arajuno); 6c – formación Chambira (sección del río Uchuculín, sinclinal de Tálag, oeste de Tena); 6d – formación Mera (columnas de la depresión de Santa Inés y de Mera). Ubicación de las columnas en la figura 1.

17La mayor parte de los sedimentos encontrados a lo largo de la sección del río aguarico son depósitos finos (arcillolitas, limolitas) intercalados con finos lentes de areniscas finas a medias. Pocas estructuras sedimentarias pudieron ser identificadas. Las litofacies identificadas (tabla 1) son de tipo Fr, Fsm y p en los sedimentos finos, y Sh-St en las areniscas. Litofacies St fueron encontradas en los lentes de areniscas, las mismas que pueden interpretarse como canales de “crevasse” (elemento de tipo CR, en tabla 2). La asociación de facies Fr, Fsm y P en las arcillolitas y las limolitas es clásicamente interpretada como característica de ambientes de llanura de inundación. Ese tipo de asociación de elementos arquitectónicos con un importante desarrollo de la llanura de inundación con depósitos de “crevasse splay” puede ser interpretado como un tipo de río meandriforme de baja sinuosidad con carga sedimentaria fina (“sandy meandering”; miall, 1996), o como ríos anastomosados comparables a los ríos de la llanura amazónica actual. La ausencia de depósitos correspondientes a los canales principales indica que la sección está ubicada en una zona interdistributaria.

18El estudio de las paleocorrientes (fig. 7a) indica dos direcciones principales: una NO-SE y la otra N-S. Estos datos pueden ser interpretados como resultado de un drenaje perpendicular a la Protocordillera andina desembocando en un tributario paralelo a la misma cordillera.

2. 3. 2. Fm. arajuno

19La Fm. arajuno aflora principalmente a orillas del río Napo y del río arajuno. Se han encontrado también buenos afloramientos en la carretera puyo-tena y puerto Napo-sta. Rosa.

20Esta formación (fig. 6b) está constituida principalmente por areniscas finas a gruesas, conglomeradosintercalados conlimolitas yarcillolitasrojizas. En lasareniscas, se han encontrado litofacies (tabla 1) de tipo st y sh. en los conglomerados solo se han encontrado facies correspondientes a procesos de transporte de sedimentos por tracción (Gh, Gp, Gs, Gt). En las limolitas y las arcillolitas, se identificaron facies Fl, Fsm y P. estas litofacies pueden ser agrupadas en elementos arquitectónicos de tipo LA (tabla 2), DA o FF. Esa coexistencia de elementos LA y da demuestra que el estilo fluvial de la Fm. arajuno correspondía a un sistema de tipo divagante de baja sinuosidad con carga sedimentaria gruesa, donde se han encontrado conglomerados “gravel wandering”, y a meandros con carga arenosa de baja sinuosidad “sandy meandering” donde la granulometría es más baja.

21El estudio de las paleocorrientes (fig. 7b) muestra dos direcciones principales de drenaje: ONO-ESE o cerca de O-E y N-S, igual a lo encontrado en la Fm. Chalcana. Se puede notar que posiblemente el eje del drenaje longitudinal se desplazó hacia el este.

2. 3. 3. Fm. Chambira

22La Fm. chambira aflora esencialmente en la depresión pastaza, a lo largo del río Napo, y en el sinclinal de talag al oeste de tena. La mayor parte de la formación (fig. 6c) está formada de conglomerados con una mayoría de clastos de cuarzo lechoso con matriz arcillo-arenosa cuarzosa. En la parte basal, se encontraron litofacies tipo Gt y Gms. En la parte superior, se ven conglomerados pasando progresivamente a depósitos más finos (areniscas y limolitas) con litofacies Gt, Gh, St, Sr y Fr en menor proporción (tabla 1). Los elementos arquitectónicos correspondientes son de tipo sg, gB (barra de gravas), HO y SB (barra emigrante de arena). Este conjunto de elementos arquitectónicos indica un tipo de río potente con episodios de flujos de lodo (caracterizados por los elementos sg). El conjunto SG/GB es clásico de los ríos entrelazados (Miall, 1996; Bridge, 2003). La presencia de flujos gravitacionales (SG) indica una pendiente bastante fuerte del lecho, como se puede encontrar en ríos de piedemonte, cerca de la zona apical de un abanico aluvial (“Fanhead entrenchment”, schumm, 1993).

Fig. 7 – Mapa de paleocorrientes de las formaciones neógenas de la Cuenca Oriente: 7a - formación Chalcana; 7b - formación Arajuno; 7c - formación Chambira; 7d - formación Mera.

23Las paleocorrientes (fig. 7c) tienen una dirección principal que va de NO-SE a E-W, indicando un drenaje transversal. Parece que el drenaje longitudinal identificado en la Fm. Chalcana y Arajuno desaparece en la Fm. Chambira.

2. 3. 4. Fm. curaray

24La Formación Curaray está descrita como el equivalente hacia el este de las formaciones Arajuno y Chambira (Tschopp, 1953; Baldock, 1982; Baby et al., 1999a). Puede además ser considerada como el equivalente en la Cuenca Oriente de la Formación Pebas conocida en la Cuenca Marañón (roddaz et al., en prensa). Esta formación se compone de areniscas con estructuras de marea. Se encontró también una fauna marina (Bristow & Hoffstetter, 1977) caracterizada por tortugas marinas y cocodrilos. Esta fauna y las estructuras sedimentarias permiten interpretar la Fm. curaray como resultado de ambientes costeros (¿estuarios?). No se pudo evidenciar una dirección de paleocorrientes nítida en estos depósitos.

2. 3. 5. Fm. Mera

25La Formación Mera aflora principalmente en los márgenes del Río Pastaza donde constituye las paredes de su terrazas aluviales holocenas. Constituye un abanico de piedemonte cuyo ápex se ubica a algunos kilómetros aguas arriba de shell. el abanico actual del pastaza (ver Bès de Berc et al., capítulo 1 de este libro) se sobrepone en parte al abanico de la Fm. mera. los mejores afloramientos conocidos de la Fm mera se ubican en la depresión de santa inés (Bès de Berc et al., capítulo 1 de este libro) y al nivel de shell y mera.

26La formación está conformada por depósitos gruesos (fig. 6d), esencialmente constituidos de material volcánico (clastos y matriz arenosa a conglomeratica) y en menor proporción de clastos de granito o de rocas metamórficas. Esos componentes constituyen a veces lentes donde representan la mayoría de los clastos.

27La granulometría de los depósitos es fuerte y sus elementos alcanzan a veces más de 1 metro de diámetro. Las litofacies encontradas son de tipo Gp, Gt, Gmm et Gmt también Sp y Sh, dispuestas en lentes en los conglomerados. Estas facies pueden ser agrupadas en elementos arquitectónicos de tipo GB (Gp y Gt), SG (Gmm, Gmt) y SB (Sp, Sh). Esa asociación de barras de gravas (GB) y de flujos de bloques (con poco lodo en ese caso) es típica de ríos entrenzados con doble régimen hidráulico ubicados en la cabecera del abanico aluvial, donde se producen frecuentes “debris flow”. En ese caso, los elementos sB preservados pueden ser interpretados como dunas de arenas depositadas durante el descenso del agua luego de una crecida. Ese estilo fluvial es muy parecido al drenaje observado actualmente en el río pastaza.

28Los datos de paleocorrientes indican una corriente principal o-e separándose en corrientes SW-NE y NW-SE hacia el este (fig. 7d).

3. REPARTICIÓN ESPACIAL DE LOS SEDIMENTOS

29Para este párrafo, hemos realizado mapas isópacos en base a un banco de datos de más de 220 pozos exploratorios de la Cuenca. Según la formación estudiada, el número de pozos utilizado para interpolar los mapas isópacos varían entre 70 y 220. El algoritmo de interpolación utilizado es de “curvatura mínima”.

3. 1. Paleógeno

30Los isópacos del miembro Tiyuyacu inferior muestran un espesor que varia de 20 a 450m (fig. 8a). Dos áreas de poco espesor aparecen en la zona subandina (controladas por afloramientos) y en la zona oriental de la Cuenca. Entre esas dos zonas, se observa un eje deposicional de orientación n-10o este. En este eje, se ven dos depocentros, uno en la parte norte, y otro al sur del corredor Sacha-Shushufindi. Un último depocentro se ubica en la parte centro sur de la Cuenca. Es importante acotar que aparte de esos depocentros de importancia regional, se encuentran una multitud de depocentros locales de tamaño kilométrico.

Fig. 8 – Mapas isópacos de las formaciones paleógenas y neogenas de la Cuenca Oriente: 8a – formación Tiyuyacu (Mb. Inferior); 8b – formación Tiyuyacu (Mb. Superior) y fm. Orteguaza; 8c – Formaciones neogenas.

31Los isópacos del conjunto Miembro Tiyuyacu superior / Orteguaza (fig. 8b) (que no parecen separadas por superficies de erosión) muestran un espesor que varía entre 200 y 440 m, con contrastes débiles de espesor, observándose esencialmente 2 depocentros: uno, complejo, en el norte de la Cuenca; y el otro en el suroeste, junto a la frontera con Perú.

3. 2. Neógeno

32Los depósitos neógenos de la Cuenca oriente presentan un eje depositacional alineado en dirección N10o-N20o (fig. 8c), siguiendo la morfología actual de la cordillera. El depocentro se ubica en la Depresión Pastaza. En las secciones sísmicas, las relaciones estratigráficas demuestran que la Formación Arajuno/Curaray sobreyace a la Formación Chalcana en onlap en la parte este de la Cuenca, sellando las estructuras de Tiputini (rosero, 1999).

4. DISCUSIÓN y CONCLUSIONES

4. 1. Paleógeno

33Muchos autores (Fauchet & Savoyat, 1973; Aspden & Litherland, 1992; Baby et al., 1999a; Christophoul et al., 1999) han propuesto que la Cuenca de antepaís oriental inició su desarrollo con la progresiva emersión de la protocordillera entre la zona de forearc y la Cuenca Oriente.

34Un estudio reciente de spikings et al. (2000) presenta resultados de trazas de fisión de apatita y de zircón. Esos datos corresponden a tres cortes a través de la cordillera real. Los resultados muestran que hubo dos períodos de exhumación rápida, durante el eoceno y el neógeno. El período de exhumación durante el eoceno puede ser considerado como la firma de un evento tectónico en la cordillera. se puede correlacionar esta intensa exhumación con la acreción del bloque piñon en la costa (Van Thournout et al., 1992; Jaillard et al., 1997; pecora et al., 1997). Se puede suponer que esa exhumación acompañó a un levantamiento (posiblemente mediante corrimientos), que produjo un ascenso de la cordillera y, una flexura de la placa suramericana bajo el peso de la misma. En la Cuenca oriente, se hace evidente la elevación de las fuentes de sedimentos y la flexura por el inicio de la sedimentación fluvial y su acumulación (consecuencia de la subsidencia) en el piedemonte (miembro Tiyuyacu inferior). Ese fenómeno correspondería a un período de “tectonic loading”. más al este en la Cuenca, este evento tectónico en la cordillera se manifiesta por una inversión de las estructuras pre-cretácicas, iniciando discordancias progresivas locales (Baby et al., 1999a; 1999c; christophoul, 1999).

35Durante el eoceno medio y superior, la exhumación continúa fuertemente en la cordillera. En la Cuenca oriente, se observa un importante cambio sedimentológico, así:

  • se forma una superficie erosiva regional (base del miembroTiyuyacu superior);

  • aumenta la madurez de los sedimentos (el porcentaje de clastos cuarzosos se incrementa, y los clastos son más redondos, mostrando un transporte más largo);

  • en la parte proximal de la Cuenca (Zona subandina actual), el miembro Tiyuyacu inferior se encuentra erosionado (totalmente en ciertas partes);

  • las discordancias progresivas identificadas en el miembro Tiyuyacu inferior desaparecen.

36Estas constataciones muestran un cambio geodinámico importante.La exhumación en la cordillera, junto con la erosión del miembro Tiyuyacu inferior, demuestra que durante el eoceno medio y superior, hubo levantamiento y erosión (siendo alimentado con más sedimentos el miembro Tiyuyacu superior) de la cordillera, sin subsidencia relacionada en la Cuenca de antepaís (erosión del miembro Tiyuyacu inferior). Así se puede pensar que ese levantamiento sin subsidencia corresponde a un período de “erosional unloading”. Esa calma tectónica se confirma con la terminación de la inversiónde lasestructuraspre-cretácicas en la Cuenca. En términosde paleomorfología, la madurez sedimentaria indica un aumento del transporte, que puede ser relacionado a una erosión regresiva que alarga los tributarios principales. Esto está confirmado por la ocurrencia en la matriz de los conglomerados del miembro Tiyuyacu superior, de arcillas azules conocidas en la cordillera occidental (Valdez pardo, 1997), y con el cambio de fuente sedimentaria entre los miembros Tiyuyacu inferior y superior sugerido por ruiz (2002).

37Al fin del eoceno o principios del oligoceno, la exhumación en la cordillera se reduce (spikings et al., 2000). en la Cuenca de antepaís, se observa una reducción de la tasa de sedimentación y la aparición de depósitos marinos (Fm. orteguaza). Los resultados de delfaud et al. (1999) indican, en base al análisis de minerales arcillosos, que la cordillera estaba bajo los 1000 m de altura. Esta detención de la exhumación, junto con este dato de la cordillera con una altura promedia baja, indica que el proceso de “erosional unloading” siguió durante el eoceno medio, superior y durante el oligoceno. La reducción de altura indica una tasa de surrección/erosión < 1, lo que significa que la cordillera pasó progresivamente de un estado de evolución de topografía de “steady state”, durante el eoceno inferior (Mb. Tiyuyacu inferior), a “post steady state” del eoceno medio hasta el oligoceno (Mb. Tiyuyacu superior y Fm. Orteguaza).

4. 2. Neógeno

38El estudio sedimentológico de los depósitos fluviales neógenos de la Cuenca oriente demuestra que el sistema fluvial evolucionó, desde una llanura aluvial (Fm. Chalcana), hasta un sistema de abanicos aluviales de piedemonte (Fm.Chambiraymera). Al mismo tiempo, el drenaje cambió desde un drenaje esencialmente longitudinal, a un drenaje transversal. Este tipo de evolución demuestra que la Cuenca oriente pasó de una Cuenca de antepaís sub-alimentada a sobre-alimentada (sensu Jordan, 1996).

39Además, el aumento progresivo de la granulometría promedio de los depósitos se puede correlacionar con el aumento de la potencia de los ríos y, asimismo, con el aumento general de su pendiente, como se ha demostrado en otras Cuencas, por ejemplo en la Cuenca de antepaís de los alpes, i.e. Homewood et al. (1986). esta observación empata con los resultados de otros trabajos como los de delfaud et al. (1999), que demuestran, en base a análisis de minerales arcillosos, que la cordillera era bastante baja (inferior a los 1000 metros de altura) al fin del oligoceno y, que esa altura no dejó de subir durante todo el neógeno. Por otra parte, los estudios de surrección de la cordillera real, deducidos de trazas de fisión de apatita y zircón por spikings et al. (2000), muestran que hubo dos episodios con fuerte tasa de exhumación en el mioceno inferior y superior. Esto permite suponer que por lo menos la relación surrección/erosión era positiva (relieve en “pre-steady state”).

40Una evolución de ese tipo, en términos de potencia de ríos, ha sido también reconocida en la Cuenca subandina de Bolivia (Horton & decelles, 2000). pero, al contrario de las Cuencas subandinas de Bolivia, perú (gil rodríguez, 2001; gil rodríguez et al., 2001) y colombia (cooper et al., 1995), que formaron varios depocentros, fueron progresivamente integrados al prisma orogénico mientras los corrimientos progresaban haciaeleste.En Ecuador, la depositación de los sedimentos se hizo en un solo depocentro, con tasa de sedimentación promedia hasta el pleistoceno superior (Bès de Berc, 2003). la surrección actual de la Cuenca oriente, puesta en evidencia por la fuerte incisión de las formaciones pre-holocénicas (Bès de Berc, 2003), por parte de los ríos actuales, parece aumentar, haciendo pasar la Cuenca de una zona de depocentro, a una zona de erosión, aunque las otras Cuencas subandinas siguen acumulando sedimentos (Baby et al., 1999b).

41La evolución de la red de drenaje, y la progradación hacia el este de los sucesivos abanicos aluviales revelada por este estudio, muestran que esos abanicos resultan de su propia expansión en el borde de la Cuenca de antepaís, y que no son dirigidos por la migración Hacia la Cuenca de los corrimientos o un aumento de la tasa de acortamiento, como es admitido clásicamente.

42Eso supone que esa evolución resulta de otros procesos como el “erosional unloading” (ver párrafo precedente) u otro proceso de escala cortical.

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Table des illustrations

Légende fig. 1 – Mapa de ubicación y mapa geológico simplificado de la Cuenca Oriente (modificado de Baby et al., 1999).
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Légende fig. 2 – Columna estratigráfica sintética del Paleogeno y Neógeno de la Cuenca Oriente (modificado de Baby et al., 1999; Christophoul, 1999; Bès de Berc, 2003).
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Légende Tabla 1 – Nomenclatura de las litofacies encontradas en las formaciones fluviales de la Cuenca Oriente (modificado de Miall, 1977; 1996).
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Légende Tabla 2 – Nomenclatura de los elementos arquitectónicos encontrados en las formaciones fluviales de la Cuenca Oriente (modificado de Miall, 1985; 1996).
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Légende fig. 3 – Columnas sedimentológicas de las formaciones paleógenas de la Cuenca Oriente: 3a – Miembro inferior de la formacion Tiyuyacu (sección de Puerto Napo); 3b – Miembro superior de la formación Tiyuyacu (sección del Campo Bermejo); 3c – formación Orteguaza (sección del “Puente del Suizo”, Cascales). Ubicación de las secciones en la figura 1.
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Légende Fig. 4 – Sección sísmica mostrando una discordancia progresiva en el miembro inferior de la formación Tiyuyacu, ubicación en la figura 1.
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Légende Fig. 5 – Correlacion oeste-este de pozos para la formacion Orteguaza a través de la Cuenca Oriente, ubicación en la figura 1.
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Légende Fig. 6 – Columnas sedimentológicas de las formaciones neógenas de la Cuenca Oriente: 6a – formación Chalcana (sección del “Puente del Suizo”, Cascales); 6b – formación Arajuno (sección de la carretera Puerto Napo Santa Rosa y del río Arajuno); 6c – formación Chambira (sección del río Uchuculín, sinclinal de Tálag, oeste de Tena); 6d – formación Mera (columnas de la depresión de Santa Inés y de Mera). Ubicación de las columnas en la figura 1.
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Légende Fig. 7 – Mapa de paleocorrientes de las formaciones neógenas de la Cuenca Oriente: 7a - formación Chalcana; 7b - formación Arajuno; 7c - formación Chambira; 7d - formación Mera.
URL http://books.openedition.org/ifea/docannexe/image/2997/img-9.jpg
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Légende Fig. 8 – Mapas isópacos de las formaciones paleógenas y neogenas de la Cuenca Oriente: 8a – formación Tiyuyacu (Mb. Inferior); 8b – formación Tiyuyacu (Mb. Superior) y fm. Orteguaza; 8c – Formaciones neogenas.
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LMTG, IRD/CNRS/UPS, 38 rue des 36 ponts, 31400 Toulouse, France (christop@lmtg.obs-mip.fr, jcsoula@lmtg.obs-mip.fr, burgos@lmtg.obs-mip.fr)
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