GEOLOGÍA DEL ECUADOR

TECTÓNICA ANDINA

FALLAS ACTIVAS Y NO ACTIVAS

Ecuador comprende tres regiones morfoestructurales principales: la llanura costera, la

cordillera de los Andes que comprende la Cordillera Occidental (oeste) y la Cordillera Real
u Oriental (oriental), y la Cuenca Oriente. Representan las zonas de arco delantero, arco
volcánico principal y tras arco, todas relacionadas con la subducción activa de la placa
oceánica de Nazca debajo de la placa continental de Sudamérica. El marco geológico y
tectónico general es producto de una compleja historia geológica que involucra varios
procesos de acreción que han producido superposición espacial y temporal de diferentes
terrenos geotectónicos El levantamiento andino y la distribución actual de los terrenos están
relacionados con la subducción activa, pero probablemente comenzaron a formarse en el
tiempo mesozoico y tal vez mucho antes. Gutscher et al. (1999) concluyeron que el sistema
de subducción ecuatoriano parece estar altamente controlado por la subducción de la
Cordillera Carnegie. Los estudios preliminares sugieren que las mega fallas controlan los
límites de los Andes del Norte. Campbell (1974) definió la Megacizalla Dolores-Guayaquil
a lo largo de las cordilleras andinas, y Pennington (1981) propuso la zona de la falla Frontal
Andina Oriental como el límite del bloque del norte de los Andes a lo largo de la región
subandina. De hecho, el NAB parece estar limitado por un sistema activo de falla de
desplazamiento dextral de tendencia NNE. Estas observaciones sugieren que el movimiento
dextral a lo largo de las fallas regionales NNE cambia al movimiento de compresión donde
las fallas tienen una tendencia N-S; todos acomodando el esfuerzo de compresión E-W
producido por la convergencia de las placas de América del Sur y Nazca. Las observaciones
de campo muestran que los principales sistemas de falla son oblícuos a los Andes
ecuatorianos, comenzando en el Golfo de Guayaquil (falla de Pallatanga, EC-50) y cortando
los cordones hacia el límite oriental de la Cordillera Real (falla de Chingual, EC-54) . (Egüez,
2003).
 Fig. 1. Principales rasgos morfo - estructurales del
Ecuador

El sistema de fallas Chingual

En el norte de Ecuador, la falla Chingual se encuentra a lo largo de la Cordillera Oriental hacia

el NE y se conecta a las fallas La Sofía y Río Cofanes, movimiento transpresivo con tasa de
deslizamientos a lo largo de la gama de sistema Chingual de 7-10 mm / año. Usando el polo
Euler de Nocquet et al. (2014), el movimiento predicho para el NAS con respecto a América
del Sur estable sugiere movimiento de 8,5 mm / año, en una dirección N65 ° E, y está de
acuerdo con las tasas de deslizamiento cuaternarios. Esta velocidad de movimiento indica
que la falla Chingual es la falla mayor que acomoda el movimiento del NAS. El sistema de
fallas Chingual se extiende a Colombia a través del Sistema de fallas Afiladores-Sibundoy-
Algeciras.
La falla Subandina

Marca el límite oriental del complejo de nappe de Cuyuja de la era Peltetec y la falla de
Cosanga. El límite oriental del metamorfismo tectónico andino. Soulas et al. (1991) indican
que los empujes subandinos todavía están activos con fallas de deslizamiento dextral, como
se manifiesta por la falla de La Sofía. Al norte de la zona de Río Oyacachi, el cinturón está
probablemente limitado hacia el oeste por la falla La Sofía. Elevaciones de Napo y Cutucu se
producen al este de la falla de Cosanga. El terremoto del 5 de marzo de 1987, con un epicentro
al oeste de Reventador, fue probablemente causado por la reactivación de la falla de Cosanga.

El Sistema de fallas Cosanga – Salado

El segmento de Cosanga sigue el valle atrincherado del Río Cosanga y presenta tendencias
N-S, mostrando componentes de movimiento compresivo durante el período Cuaternario,
este segmento muestra un desplazamiento principalmente inverso con un componente
secundario dextral y se conecta hacia el norte con los segmentos de falla Salado. La falla
inversa de Salado está asociada a terremotos en la corteza. El segmento activo de Cosanga se
encuentra cerca de la antigua falla de Cosanga de la edad del Cretáceo y se considera que
representa el límite occidental del frente cratónico, probablemente activo durante el Jurásico
Medio y Tardío.

El Sistema de fallas de Pallatanga

El segmento Pallatanga es la extensión sur de la Falla Pujilí, corta la Cordillera Occidental.

Este sistema de fallas se extiende al E del Golfo de Guayaquil y unos 200 km hasta el NE a
través del Valle Interanino, hasta el pie del volcán Chimborazo, siguiendo el valle
atrincherado del río Pangor. Las tasas de deslizamiento del holoceno son interpretadas de 2.5-
4.6 mm / año. Al SW, el sistema de fallas de Pallatanga se puede rastrear hacia la llanura
costera. Forma al menos dos curvas de restricción y luego se conecta a los segmentos de
fallas activas de Puná en la isla de Puná. Para Soulas et al. (1991) esta estructura forma parte
del Sistema Mayor Dextral que junto con la falla de Chingual y los sistemas inversos del
Callejón Interandino, absorben la deformación debido a la convergencia oblicua de la
subducción de la Placa de Nazca, correspondiendo, además, al límite oriental del Bloque
Norandino. Lavenue. A. (2006) indica que durante los últimos 1,75 a 2 Ma el bloque costero
se movió con una tasa de ~1 cm.a-1. Este movimiento se acomoda en el continente a lo largo
de la falla de Pallatanga, que bordea hacia el norte la Depresión Interandina (localizada entre
las Cordilleras Occidental y Oriental) y más al norte a lo largo de otros segmentos de fallas
como la de Chingual-La Sofía, en la zona fronteriza entre Ecuador y Colombia. Hacia el sur,
la falla de Pallatanga se extiende en el golfo de Guayaquil en un sistema de fallas normales y
de rumbo. La tasa de extensión mínima para la abertura del golfo de Guayaquil durante el
Cuaternario se ha calculado en 2,5 ± 1,1 mm.a-1, hasta una tasa de 6.8 a 9 mm.a-1.

Sistema de fallas de Macas

En el SE, el sistema de fallas de Macas limita la Cordillera Real en su flanco occidental. Su

prolongación N probablemente fue parte de la falla de Méndez. La evidencia morfológica
sugiere una deformación compresiva hacia el dominio subandino hacia el E.

Sistema de fallas Napo-Cutucú

Representa el cinturón de deformación más oriental de Ecuador. El Sistema de Fallas Cutucú-

Napo está activo desde su parte N en la región de Napo hasta las regiones de Puyo y Pastaza,
afectando la red de drenaje Cuaternario. La deformación de la región Subandina
probablemente esté relacionada con la presencia de una rampa de empuje a escala local
subyacente a la Zona Subandina y emergiendo localmente frente al Sistema de Fallas Cutucú-
Napo.

Sistema de fallas Quito - Latacunga

Combina el Sistema de fallas de Quito y el Sistema de fallas de Latacunga. Estos segmentos

de fallas afectan a todo el montón de capas del Cuaternario al Holoceno que llenan el Valle
Interandino, lo que demuestra la persistencia del empuje ciego en esta región, exhibe una tasa
de deslizamiento de 4-5 mm / año, mientras que el sistema de fallas Latacunga muestra una
tasa más lenta de ≈ 1 mm / año. Este sistema se expresa mediante hebras paralelas de pliegues
ubicados por encima de fallas de empuje de inmersión hacia el W, ciegas y en échelon. Al S,
el sistema de fallas de Latacunga finalmente termina a lo largo de la falla de Pallatanga. Hacia
el W, el rumbo N-S de las fallas de Quito y Latacunga gira a un acimut más NNE-SSW, y las
fallas aparentemente están enraizadas en la zona más profunda de la Sutura Pujilí.
Soulas et al. (1991) Menciona que en la falla de Quito la velocidad de desplazamiento
discontinuo varía de 0,5 a 1 mm/año, también señala que es importante notar que en caso de
ruptura de la falla de Quito, el foco sísmico se ubicaría con mayor probabilidad por debajo
de la ciudad, debido a la geometría de la falla (Bz al W) y a la distribución de la deformación
(máximo en el centro urbano).

Falla Girón – Santa Isabel

Lavenue.A. (2006) indica que mecanismos focales calculados corresponden a fallas inversas
y son nuevamente el resultado de una compresión aproximadamente E-W. Los estudios de
sismicidad histórica sólo señalan la existencia de un fuerte sismo que destruyó parte de la
ciudad de Girón, el 28 de febrero de 1913. La ciudad de Cuenca, ubicada a 40 km al norte de
Girón, está localizada en una gran falla regional de dirección NE que bordea al NE la cuenca
de Cuenca y sigue hacia el SW más allá de Santa Isabel. su parte austral está marcada por
un frente montañoso abrupto de dirección NE, de unos 1.000 m de altura y reconocible a lo
largo de 50 km. Este frente montañoso define el valle asimétrico de Girón- Santa Isabel,
drenado por el río Girón- Rircay-Jubones, está constituida por varios segmentos de falla de
5 a 20 km de largo, de orientación promedio N351°E y separados por segmentos inactivos
de 0,5 a 5 km. En su parte inferior, el frente montañoso está caracterizado por un escarpe
reciente marcado en el paisaje por una traza blanca continua por unos 3,5 km. La comparación
de esta falla activa con otras fallas estudiadas en un ambiente similar, permite mostrar que la
morfología del escarpe, así como el control del drenaje son ambas expresiones de una
actividad actual de una falla normal.

Fig. 2. Corte de la falla normal de Girón (N36°E/40W)

El sistema de Cauca – Patía – San Isidro

Soulas et al. (1991) menciona que la falla San Isidro es la prolongación en el Ecuador del gran
sistema de Cauca –Patía que se extiende hasta el N de Medellín en Colombia y se amortigua
al S por numerosos ramales dispuestos en “Cola de Caballo”, en la región de Ibarra – Otavalo.
Presenta saltos laterales tensivos (echelón) importantes en El Ángel, Cumbal – Guachucal y
al nivel del Río Patía. Tal disposición permite considerar por separado los tres segmentos así
definidos para evaluar sus respectivos sismos máximos probables:

Ø Segmento Ibarra - El Ángel: 6,9 M, retorno de 1000 – 2000 años

Ø Segmento El Ángel – Guachucal: 6,9 M, retorno de 1000 – 2000 años
Ø Segmento Guachucal – Río Patía: 7,3 M, retorno de 1500 – 3000 años

Estos períodos de retorno están estimados sobre una base de velocidad de desplazamiento
discontinuo de la falla del orden de 1 mm/año.

Falla del Río Cutuchi

Soulas et al. (1991) argumenta que presenta características neotectónicas comparables a la

de Quito, su potencial debe de ser del mismo orden con un sismo máximo probable de 7, 0
M. Esta falla fue probablemente la responsable del terremoto que destruyó Latacunga y
Ambato el 20 de Junio de 1698 con una magnitud de orden 7.

Falla Poaló - Saquisilí

Soulas et al. (1991) indica que el potencial de esta falla es menor y que sus sismos máximos
posibles deben ubicarse entre 6,3 y 6,5 M.

Golfo de Guayaquil

El sistema de separación Posorja

Witt et al. (2006) menciona que este sistema limita a la cuenca Esperanza al N, esta
discontinuidad buza hacia el S con un ángulo de alrededor de 20°. Los perfiles sísmicos
indican que la dirección del PDS cambia desde E – W a NE – SW. El aumento de la tasa de
subsidencia hacia el sur y el desarrollo de un doble pliegue hacia el sur se asocia con el
desarrollo de esta importante discontinuidad tectónica. En consecuencia, el PDS es una rampa
plana de bajo ángulo. Los perfiles sísmicos muestran que esta separación controló el
hundimiento a lo largo del sistema durante el Cuaternario.
Sistema de separación Jambelí

Witt et al. (2006) menciona que el sistema de separación de Jambelí (JDS) y la cuenca
asociada de Jambelí se caracterizan por una compleja matriz de estructuras antiguas (pre-
Cuaternarias) y recientes. El JDS incluye dos fallas principales: una falla normal del sur y
una superficie de deslizamiento de ángulo bajo norte, ambas buzando hacia el norte. La falla
norte (es decir, la falla de Puerto Balao) conecta la separación en profundidad. La cuenca de
Jambelí exhibe una acumulación de sedimentos de 2–3 km de espesor. Esta acumulación está
controlada principalmente por el desarrollo de la falla de Puerto Balao. La falla de Puerto
Balao muestra una geometría compleja, marca el límite sur de la subsidencia principal del
Pleistoceno temprano en la cuenca del Jambelí. A lo largo de esta falla, el hundimiento
también está controlado por una serie de fallas normales antitéticas que se desarrollan por
encima de la zona de deslizamiento activa. También se desarrollaron pliegues volcados en
estas áreas de alta tasa de subsidencia, lo que indica la presencia de deslizamiento de ángulo
bajo que trabaja en profundidad. La falla sur del JDS exhibe una dirección de tendencia E-
W, aproximadamente paralela a la falla de Puerto Balao, la disposición casi horizontal de las
secuencias sedimentarias ubicadas entre las dos fallas refleja la baja actividad tectónica del
segmento sur. La actividad reciente de este segmento sur se caracteriza por un desplazamiento
vertical de baja amplitud, que se asocia con un bajo hundimiento en la cubierta sedimentaria.
Por otro lado, el basamento de la cuenca Jambelí exhibe un mayor desplazamiento a lo largo
de la falla.

El Sistema de fallas de Puná

El sistema de fallas de Puná representa un segmento del límite sur del NAS, incluye varios
segmentos activos: la estructura en flor de Zambapala y la falla de Santa Clara. Más al sur,
la estructura en flor Amistad en el Golfo de Guayaquil, se considera que representa la
continuación en alta mar del sistema principal de fallas Pallatanga-Puná, se ha propuesto una
tasa de deslizamiento promedio mínimo del Holoceno de 5.8-8 mm / año, para el segmento
de Zambapala, de acuerdo con la predicción de 7.1 mm / año, en una dirección N52 ° E.

Falla Tenguel

De acuerdo a Witt et al. (2006) esta falla muestra un cambio mayor en la tendencia de su
dirección, desde N – S en el N a E – W en el S. Esta es una falla normal y su evolución está
registrada por 3600 m de sedimentos cuaternarios. El perfil sísmico exhibe al menos dos
fallas. Un escarpe en el fondo marino que indica que la deformación tectónica está activa,
subyace a la falla principal hacia el oeste. Las dos fallas juntas y una característica antiforme
colocada entre ellas forman una estructura de tipo flor positiva ubicada en la parte central del
sistema. La falla de Tenguel evolucionó a través de tres episodios tectónicos:

1. Durante el Pleistoceno temprano, la caída hacia el sudoeste y la serie sedimentaria espesa

cerca de la falla de Tenguel sugieren que ocurrió un evento de falla normal mayor. La
principal acumulación de sedimento ocurrió en ese momento a medida que evolucionó la
falla plana normal de Tenguel.

2. La formación del antiforme ocurrió en los últimos tiempos del Pleistoceno. Esta
característica está asociada con un componente de deformación transpresiva a lo largo de la
falla de Tenguel y / o problemas de espacio que surgen durante el movimiento hacia abajo
del bloque de pared colgante. Este efecto probablemente se deba a la curvatura de la falla en
profundidad y al cambio drástico de tendencia que empuja hacia arriba el bloque de pared
colgante.

3. Posteriormente, se produjo un episodio tectónico extensional a lo largo de la falla de

Tenguel. Este evento tectónico está asociado con el desarrollo de una falla normal, que
desplazó el fondo marino a lo largo de un escarpe de 11 a 40 m de altura. Esto sugiere que los
procesos extensionales controlaron la evolución tectónica de la falla de Tenguel durante el
Pleistoceno tardío.

Sistema de falla Domito

El sistema de fallas Domito (DFS) está ubicado aproximadamente a lo largo de la ruptura de

la plataforma, que limita al oeste con la plataforma continental desde la pendiente continental
superior. Además, marca el límite de la cuenca de Esperanza hacia el oeste. Hacia el oeste,
desde el DFS, la pendiente continental exhibe una serie de estructuras de tendencia N-S con
fuerte firma tanto en registros batimétricos como sísmicos. Estas características tectónicas de
inmersión hacia el mar son fallas listricas normales que acomodan el régimen tectónico
tensional a lo largo de esta área. El estilo tectónico y la deformación a lo largo de la pendiente
continental son diferentes a los identificados al este a lo largo de la cuenca de Esperanza.

El engrosamiento de las secuencias sedimentarias hacia el DFS indica la ocurrencia de

sedimentación syn-ntectónica, lo que sugiere que este sistema de fallas estuvo principalmente
activo durante el tiempo de Mioceno a Plioceno. Al sur, cerca de la frontera entre Perú y
Ecuador, la falla oriental del DFS está asociada con un pliegue de tendencia N-S. Sugerimos
que se produjo un movimiento de deslizamiento a lo largo de la falla.
 La zona de cizalla Chimbo-Toachi

Esta zona de cizalladura dúctil de bajo grado, previamente desconocida, es la sutura entre los
terrenos de Macuchi y Pallatanga. Los indicadores cinemáticos (Fabricas de milonita S-C,
clastos deformados y sombras de deformación) indican de forma consistente el movimiento
dextral. La zona de corte está mejor expuesta (aunque poco) entre Santo Domingo de los
Colorados y San Miguel de los Bancos, en el área de los ríos Macas [7279 99956] y Mulaute
[7224 99882] (detalles en BGS-CODIGEM, 1999 y referencias en el mismo). Aquí, tiene al
menos 12 km de ancho, y consiste en una zona de alta tensión de desarrollo de una división
penetrante, dentro de la cual hay al menos cinco, y posiblemente más, zonas estrechas de
deformación dúctil.

La falla Peltetec

Es un lineamiento neotectónico, particularmente llamativo a lo largo del Río Chambo. En el

campo, este lineamiento marca una falla que en Penipe y en otras localidades exhibe una
formación relativa al oeste de las formaciones volcánicas del Cenozoico Superior contra el
basamento metamórfico. Al sur de Cuenca se muestra que sigue la línea de la antigua falla de
Girón, una estructura neotectónica prominente, antes de girar hacia el sur para formar la falla
de Las Aradas, a lo largo de la cual las formaciones cenozoicas vuelven a buzar hacia el oeste
contra el basamento metamórfico. La falla de Peltetec estaba activa en los tiempos del
cenozoico. Alrededor de su área tipográfica, la falla Peltetec se manifiesta en las imágenes
como una línea neotectónica, la línea Chambo de Litherland y Aspden (1992), a lo largo de la
cual las ofiolitas jurásicas están direccionadas contra las rocas volcánicas neógenas. Este
lineamiento se puede rastrear hacia el sur hasta la falla Huayrapungu de Bristow et al. (1975),
axial a la cuenca del Cretácico Yunguilla, y desde allí a través de la cuenca de Cuenca hacia
la falla del Girón, finalmente girando hacia el sur para formar la falla de Las Aradas.

La falla de Baños

Anteriormente llamada el frente de Baños, separa los terrenos de Alao y Loja. Se manifiesta
en el campo como una importante zona de cizallamiento que tiende a NNE-SSW dentro de las
rocas metamórficas, pero, a diferencia de la falla Peltectec, es difícil rastrearla bajo la cubierta
del Cenozoico debido a la aparente ausencia de movimiento neotectónico y la resultante falta
de expresión en imágenes. La estructura se observó por primera vez cerca de Baños en forma
de un hiato que marca tanto un cambio en la litología como un aumento en el grado
metamórfico hacia el este desde el actual terreno de Alao hasta el de Loja. En el extremo sur,
se interpreta que la falla de Baños se une a la falla de Las Aradas cerca de Quilanga, donde
hay un pequeño grupo de rocas verdes degran cizallamiento y miloníticas con lineamientos
minerales que se extienden hacia el noreste en ángulos moderados.
La falla de Llanganates

Forma el límite entre los terrenos de Loja y Salado. En el sector de Río Cosanga y más al sur,
el terreno de Loja es empujado hacia el este sobre el Salado a lo largo de esta falla de
inclinación hacia el oeste. En la travesía de Cosanga, el granito Tres Lagunas es milonítico
cerca de la falla, pero no se establece si estas estructuras pertenecen al evento Tres Lagunas
o Peltetec, o ambos.