Nombre: Gilson Alexander Peñaloza Fecha: 2020-01-09

Tema: Cuenca Oriente

Estratigrafía
Precámbrico
El basamento de la zona subandina y de la cuenca Oriental es de edad precámbrica, tiene carácter
ensiálico, y constituye una extensión del escudo Guayanés. Este basamento está formado por rocas
ígneas (granitos) y metamórficas (esquistos), que no afloran en el Ecuador, y que sólo se las ha
encontrado en perforaciones de pozos que están localizados al Noreste de la cuenca.

Paleozoico
Formación Pumbuiza (Silúrico Tardío-Devónico)
Aflora a lo largo del río Pumbuiza

Goldschmid (1941), quien nombra por primera vez esta formación (citado por Siemers, 1995),
en base a afloramientos a lo largo del río Pumbuiza, describe esta unidad como areniscas
cuarcíticas y lutitas gris claras a negras, fuertemente deformadas y en secciones grafitosas, de
ambiente marino de plataforma. La edad ha sido definida por la presencia de Lingula
(braquiópodo) dentro de guijarros erosionados de afloramientos, además de numerosos fósiles
recolectados.

Formación Macuma (Carbonífero superior-Pérmico Temprano)

El afloramiento tipo se encuentra en el Cerro Macuma, al Norte de la cordillera de Cutucú.

Se la divide en Macuma inferior y Macuma superior (Tschopp, 1953). Dominada por calizas
intercaladas por pizarras y areniscas. Basado en la rica fauna de los afloramientos de la Fm.
Macuma, se estableció una edad del Pensilvánico Temprano a Tardío.

La Macuma inferior contiene calizas silíceas muy fosilíferas de color gris claro a gris oscuro,
alternadas con pizarras y esquistos arcillosos de color negro.
La Macuma superior consiste de potentes secuencias de calizas color gris oscuro, con
intercalaciones pizarrosos y estratos de areniscas.

Originalmente fue llamada Fm. Cerro Macuma por Dozie en 1940, posteriormente fue
renombrada a Fm.Macuma por Goldschmid en 1943.

Mesozoico
Formación Santiago (Triásico Superior-Jurásico Inferior)
La Fm. Santiago nombrada por Golsdchmid (1941) en base a afloramientos expuestos en el rio
Santiago en la cordillera del Cutucú, está constituido por sedimentos marinos ricos en materia
orgánica y volcano-sedimentos hacia la parte superior.
Está constituida por calizas negras arcillosas en bancos delgados, alternando con areniscas
calcáreas, lutitas negras de apariencia bituminosa y comunes areniscas turbidíticas feldespáticas.

Formación Sacha (Sinemuriense)

La Fm. Sacha de ambiente continental (Rivadeneira & Sánchez, 1989), compuesta por limolitas,
arcillolitas y esporádicamente calizas y dolomitas. Su edad ha sido asignada en base a dataciones
paleontológicas, atribuyendo una edad del Sinemuriense y por Rivadeneira & Sánchez (1989)
según estudios palinológicos de las facies continentales dentro del pozo Sacha-Profundo.

Formación Chapiza (Jurásico Inferior-Cretácico Temprano)

Se encuentra aflorando a lo largo de los Ríos Chapiza y Yaupi.

Tschopp (1953), la dividió en tres miembros: Chapiza Inferior, Chapiza Medio y Chapiza
Superior:

Chapiza Inferior. - Está constituida de areniscas y lutitas de color gris y rosado, con
intercalaciones de capas delgadas de evaporitas, vetas de yeso y concreciones
dolomíticas.
Chapiza Medio. – Contiene una alternancia de areniscas y lutitas de color rojo, pero sin
evaporitas.
Chapiza Superior. – Se la conoce como miembro Yaupi que además de las capas rojas
de lutitas, areniscas feldespáticas y conglomerados, contiene tobas de color verde a
violáceo y brechas volcánicas.
La Fm. Chapiza, equivalente lateral de la formación Misahuallí, comprende una sucesión
clástica continental de coloraciones rojizas, que se depositaron en un clima seco a desértico, con
pequeñas incursiones marinas de distribución local (Goldschmid, 1941; Tschopp, 1953; Baby
et al., 1999). La formación Chapiza yace en discordancia angular sobre la formación Santiago
al Sur y hacia el Sureste sobreyace en discordancia angular a la formación Macuma (Faucher y
Savoyat, 1973).

Fue nombrada por Goldschmid en 1940, por su afloramiento tipo a lo largo del Río Chapiza.

Formación Misahuallí (Jurásico Inferior-Cretácico Temprano)

La Fm. Misahuallí, considerada como parte de un potente arco magmático continental calco-
alcalino, está constituida de acumulaciones volcánicas de composición basáltica a riolítica y
depósitos piroclásticos. Aspen & Litherland (1992) asocian a esta unidad dentro de la actividad
tectónica Jurásica definida en la Cordillera Real, como parte efusiva de la intrusion de los
batolitos de Abitagua, Azafran y Rosa Florida. Los datos radiocronológicos muestran una edad
de 172.3 ±2,1 Ma, abarcando un intervalo entre 190-150 Ma (Jurásico InferiorJurásico Superior)
(Baby et al., 1998). Nombrada por Wasson y Sinclair en 1927 por su ocurrencia en el Río
Misahuallí.
Formación Hollín (Aptiano Medio-Albiano Medio)
Esta formación fue primero descrita por Wasson y Sinclair en 1927 y nombrada como Arenisca
Hollín.

La localidad Tipo se encuentra en el río Hollín, afluente del río Misahuallí, a 8 Km al Noreste
de Tena; está formada por areniscas blancas cuarzosas o en bancos gruesos, porosas, de
granulometría variable, presenta a menudo estratificación cruzada y ripple marks. En la parte
Sur del Levantamiento Napo, se la ha dividido en tres miembros (Rivadeneira y Ramírez, 1985).

El miembro inferior con areniscas gruesas en la base, gradando a medias hacia arriba.

El miembro medio que es limo-arcilloso con materia vegetal y ámbar.

El miembro superior con areniscas glauconíticas intercaladas con lutitas negras ligeramente
calcáreas.

Formación Napo (Albiano Inferior-Campaniano Inferior)

Esta formación fue descrita por Wasson y Sinclair en 1927, toma su nombre del poblado de
Napo.

Su localidad tipo está en el río Napo, al Este y Oeste de Puerto Napo; también aflora a lo largo
del costado Este de la cordillera Cutucú, y en los ríos Jondachi, Coca y otros. La formación
Napo fue dividida en tres miembros: Napo inferior, Napo medio y Napo Superior (Tschopp,
1955).

Napo Basal. – Contiene en su parte más basal la arenisca Inferior, luego viene la caliza
“C”, lutitas Napo basal y la Caliza “T”.
La arenisca Inferior corresponde a areniscas calcáreas o calizas arenosas con lutitas y
limolitas negras que seumándose la presencia de glauconita señalan un medio marino.

La Caliza “C” corresponde a calizas masivas estratocrecientes, con lutitas negras y

limolitas, siendo disminuida la fracción arenosa.

Las lutitas Napo basal son lutitas negras laminadas ricas en amonites.

La Caliza “T” que son intercalaciones de margas y calizas arenosas.

Napo Inferior. – Contiene la Arenisca “T”, luego viene la Caliza “B”, la arenisca “U”
que son areniscas cuarzosas con intercalaciones de lutitas negras (Lutita “U”).
La arenisca “T” comprende limolitas granocrecientes y areniscas calcáreas.

La Caliza “B” que son calizas masivas bioturbadas y muy fosilíferas.

La Lutita “U” corresponde a lutitas negras de medio marino.

 La arenisca “U” que son areniscas arcillosas cuarzosas y areniscas arcillosas, no
calcáreas. Se la puede dividir en arenisca “U” inferior, “U” media y “U” superior.

Napo Medio. – Está formada por calizas micríticas conocidas como Caliza “A” y “M2”
y la arenisca glauconítica “M2” que está situada entre las dos calizas anterirores.
Napo Superior. – Predominan las lutitas gris oscuras con intercalaciones delgadas de
calizas arenosas (Calizas “M1”) y una arenisca conocida como arenisca “M1” que
aumenta de espesor hacia el Sureste y desaparece al Oeste y centro de la cuenca.
Formación Tena (Maastrichtiano-Paleoceno)
La localidad se encuentra en los alrededores de la ciudad Tena, fue llamada como Tena por J.
U. Kappeler en 1930.

Contiene arcillas abigarradas mayormente rojas a marrones, siendo este color rojo acentuado en
superficie, pero en profundidad son sobre todo grises y verdosas. Además, contiene lutitas y
limolitas algo calcáreas, areniscas cuarzosas claras que se encuentran en la base y el tope, una
menor presencia de margas y calizas arenosas pseudo-oolíticas, comúnmente piritosas.

Cenozoico
Formación Tiyuyacu (Paleoceno-Eoceno Medio)
La localidad tipo fue definida en el arroyo Tiyuyacu a 8 km al Este de Napo, fue nombrada por
P. Hess en 1939.
Se la ha dividido en tres miembros: Tiyuyacu inferior o Conglomerado Basal, Tiyuyacu medio
con lutitas y limolitas y Tiyuyacu Superior o Conglomerado Superior.

En la parte inferior existen conglomerados con bloques angulares a redondeados de cuarzo y

sílice; areniscas cuarzosas y feldespáticas.

En la parte media existen lutitas, arcillolitas y limolitas rojas, grises y verdes, existe la presencia
de pirita.

En la parte superior existe conglomerados subangulares a subredondeados de cuarzo blanco de

origen hidrotermal y cuarzo de origen metamórfico.

La edad de la formación Tiyuyacu se mantiene sin definición. La escasa fauna de foraminíferos

aglutinados sólo ha permitido dar una amplia edad de Paleoceno-Eoceno medio.

Formación Orteguaza (Eoceno Superior-Mioceno Inferior)

Nombre derivado del Oriente colombiano, que es cada vez más usado en el Oriente ecuatoriano
(primeramente, por geólogos de la Texaco, antes de 1967).

Consiste de lutitas de color café a gris-verde, algo calcáreas-dolomíticas, con cantidades de

limolitas y areniscas.
Formación Chalcana (Mioceno Medio)
Fue nombrada por P. Hess en 1939 debido a su ocurrencia en su localidad tipo que se encuentra
en el arroyo Chalcana, afluente del río Tiyuyacu.

Está formada por capas rojas de lutitas abigarradas con yeso e intercalaciones de areniscas
ocasionalmente calcáreas.

Formación Arajuno (Mioceno Superior)

Fue nombrada por Hess en 1939 por su localidad tipo que se encuentra en el Río Arajuno,
tributario del río Napo, a 15 km al Sureste de Napo. Aflorando también a lo largo del domo de
Napo.

Según Tschopp (1953), la formación Arajuno está dividida en tres miembros: Arajuno Inferior,
Arajuno medio y Arajuno Superior.

Arajuno Inferior: Consiste de arenisca con lentes de guijarro, pococs conglomerados,

intercalaciones de arcillas bentoníticas; existen muchas hornblendas entre los minerales
pesados.
Arajuno Medio: Consiste de arcillas de color rojo, con yeso en la base, tobáceas hacia
arriba.
Arajuno Superior: Consiste predominantemente de arenas, con algunos Lignitos,
arcillas ligníticas y vetas de carbón autóctono.
Formación Curaray (Mioceno Superior)

Descrita como el equivalente E de las formaciones Arajuno y Chambira, se compone de

areniscas con estructuras de marea, de acuerdo a su fauna y estructuras sedimentarias permiten
interpretar a esta formación como resultado de ambientes costeros.

Formación Chambira (Mio-Plioceno)

Fue nombrada por H. A. Haus en 1940 por su localidad tipo que se encuentra en la zona de
Chambira sobre el río Bobonaza a unos 13 km al Este de Canelos. Se denomina también Ushpa
al Sur del río Pastaza.

La parte inferior consiste principalmente de areniscas conglomeraticas de grano medio a muy

grueso, con numerosos horizontes de guijarros y de arcillas e intercalaciones de lutitas verde-
azul, algo micáceas y arenosas (Bristow & Hoffstetter, 1977).

La parte media está compuesta de arenisca tobácea con magnetita diseminada y conglomerados
interestratificados con arcillas bentoníticas con manifestaciones de carbón.

La parte superior contiene capas de conglomerados bastos y de gravas.

 Formación Mesa - Mera (Plioceno-Pleistoceno)
Fue nombrada por H. E. Parsons en 1942 por su localidad tipo que se encuentra en la región
Mera.

Está formada por potentes terrazas con intercalaciones arcillosas y de areniscas tobáceas
depositadas a través de abanicos que se extienden desde los ramales orientales de los Andes
hasta unos 50 km al Este (Bristow & Hoffstetter, 1977).

La llamada Mesa de Mera está constituida de arcillas y areniscas tobáceas con varios horizontes
de conglomerados gruesos con estratificación cruzada de tipo torrencial, a veces se encuentran
bloques de granito y gneis hasta de varios metros de diámetro.

Marco Estructural
La Cuenca Oriente es una cuenca de antepaís de tras arco de los Andes Ecuatorianos, dominada por
esfuerzos transpresivos presentes desde el cretácico tardío y ligados a la actual subducción. Sus campos
petrolíferos resultan de la inversión tectónica de antiguas fallas normales asociadas a un rift de edad
triásica. Las fallas son inversas con fuertes buzamientos, tienen una dirección N-S a NNE-SSW y limitan
3 corredores estructurales - petrolíferos. El oriente W comprende la zona subandina con colinas,
montañas y llanuras intermedia de 900 m, el oriente E contempla llanuras bajas con inclinaciones hacia
abajo a menos de 200 m, esta variación en inclinación es una referencia estructural la cual permite hacer
esta división, el drenaje principal está controlado por el rio Napo y Pastaza que convergen desde la
depresión entre Napo y Cutucú. La Zona de falla orientada NNE-SSW corresponden a sistemas
extensivos inversos del Triásico, Jurásico y son estructuras de flor positiva desarrolladas en tres zonas
dextrales transpresivas NNE-SSW. En parte oriental zona sub andina, levantamiento Napo (sismicidad
y volcán activos) alberga dos estructuras en echelón NNW-SSE (Napo y Cutucú)

En el centro de la cuenca el corredor Sacha-Shushufindi invertido en dirección NNE-SSW (Triásico

superior) a grabens (Jurásico Inferior). Al occidente de la cuenca el Sistema invertido Capirón-Tiputini
se generó por la inversión de semigrabens en jurásico Superior. Los remanentes de estas estructuras
están sellados por sedimentos volcánicos de jurásico superior al cretácico Inferior o por formación
Hollín (Aptiano Inferior-Albiano).

Dominio Subandino o alto Oriente: Presenta de Norte a Sur 3 zonas morfo-estructurales: el

Levantamiento Napo que corresponde a un inmenso domo alargado en orientaci6n NNE-SSO, limitado
al Este y al Oeste por fallas transpresivas; la Depresión Pastaza donde las fallas se vuelven más
cabalgantes al contacto Zona Subandina-Cordillera Oriental; la Cordillera de Cutucú , la cual se
caracteriza por un cambio de orientaci6n de las estructuras, de N-S a NNW-SSE, y la aparición de
formaciones triásicas y jurásicas (Fms. Santiago y Chapiza) y en menor proporción paleozoicas (Fms.
Pumbuiza y Macurna).
Dominio Central o Corredor Sacha-Shushufindi: Se despliega desde la región petrolífera norte
de la Cuenca Oriente, con un cambio de orientación hacia la cordillera de Cutucú al sur. Al norte, el
CSS se localiza en la parte más profunda del foredeep, y corresponde al dominio con menor deformación
(Baby et al., 2013). El CSS, está limitado y deformado por mega fallas de transpresión, orientadas NNE-
SSW, que se verticalizan en profundidad y pueden evolucionar a estructuras en flor hacia la superficie
(Baby et al., 1999). Estas fallas corresponden a antiguas fallas normales actualmente invertidas,
heredadas del rift Triásico-Jurásico Inferior, que dieron la configuración del graben Sacha-Shushufindi.
Dominio Oriental o Sistema Capirón–Tiputini: Es el dominio tectónico oriental de la cuenca, se
extiende en una franja norte-sur, limitado por fallas de vergencia opuesta, F. Capirón al W y F. Tiputini
al E (Baby et al., 2013). Baby et al. (2013) describen al SICT, como el resultado de la inversión de
antiguas fallas normales que actuaron durante el desarrollo de la cuenca de back-arc en el Jurásico
Tardío. El semigraben invertido del tren ITT (Ishpingo-Tambococha-Tiputini) de edad Jurásico Tardío-
Neocomiense, es la mayor representación de este dominio tectónico y se encuentra localizado al
presente, en la zona de depósito del fore-bulge de la Cuenca Oriente. Esta posición presenta condiciones
favorables para la biodegradación de petróleo.

Evolución Geológica
La cuenca oriente comprende una zona muy compleja en cuanto al desarrollo geológico y geodinámico,
se encuentra en una posición (entre andes centrales y septentrionales) que favorece cambios importantes
de los esfuerzos localmente. En la actualidad la cuenca oriente se encuentra en una posición de cuenca
ante país de tras arco y su desarrollo fue resultado de esfuerzos transpresivos que actuaron desde el
Cretácico Superior, los cuales generaron la emersión de la cordillera real y, por ende, la formación de la
cuenca en sí. Principalmente, la cuenca oriente se mantiene bajo la tendencia de tres dominios tectónicos,
de oeste a este: Dominio occidental o sistema subandino, mismo que se encuentra dividido de norte a
sur en tres zonas morfo-estructurales: Levantamiento Napo, un domo elongado y que se encuentra
limitado por fallas transpresivas, Depresión Pastaza donde existen fallas cabalgantes en la transición
zona subandina-cordillera real y la Cordillera de Cutucú la cual se encuentra dispuesta NW-SE cuya
más importante característica es el afloramiento de formaciones triásicas y paleozoicas. Sin embargo,
Gaibor et al en el 2008 establecen que tanto Napo Uplift y La cordillera de Cutucú mas bien
corresponden a cuerpos antiformes de gran escala que representan una estructura de flor positiva y que
fueron desarrollados principalmente en el holoceno. Dominio Central (Corredor Sacha-Shushufindi): Se
encuentra deformado por mega fallas transpresivas listricas y corresponde a la zona petrolífera más
importante de la zona oriente. Dominio Oriental (Sistema Capiron-Tiputini): Es una cuenca extensiva,
formada por fallas listricas. Reconstrucciones paleogeografías a partir del Triásico superior hasta el
Jurásico inferior muestran que en esta etapa se produjo un importante período de transgresión marina
provocado por la finalización del período glaciar que se produjo para finales del triásico, además se
registra que hubo uno tectonismo distensivo y con ello la generación y apertura de un rift. Ya para el
Jurásico medio la subducción con dirección SE de la placa de nazca bajo la sudamericana había
comenzado, cambiando drásticamente el marco geodinámico y provocando el levantamiento de un gran
arco magmático. Esto también provocó que el rift cesara su actividad, finalizando su apertura y
generando un levantamiento del mismo, aquí se cree que se formaron los corredores estructurales sacha
shushufindi y capirón-tiputini a modo de sub cuencas. En el jurásico superior hasta el cretácico temprano
la dirección de la subducción cambia de SE a NE y se genera un nuevo arco magmático (Misahualli)
calco-alcalino. Este suceso pudo provocar que haya un tectonismo transpresivo y consecuencia de esto
una inversión del rift, haciendo que exista una subsidencia sobre todo en el dominio central de la cuenca.
En cuanto a al contexto litoestratigráfico, el aptiano supone un punto de inflexión para los denominados
ciclos tectono-sedimentarios. Existen 7 formaciones constreñidas en 4 ciclos que datan del pre-aptiano
y que están asentados sobre un basamento precámbrico asociado al escudo de Guayana-Brasil:1. Ciclo
Pumbuiza, representado por la formación Pumbuiza, datado del paleozoico (Silurico-Devonico), con un
ambiente marino de plataforma y conformado por pizarras y areniscas cuarciticas. 2. Ciclo Macuma
(Carbonifero-Pérmico), representado por la formación macuma, yace en discordancia angular sobre
pumbuiza y consta de calizas, dolomitas, lutitas y areniscas, asociado a condiciones tectónicas estables.
3. Ciclo Santiago/Sacha (Triásico sup. – Jurásico inf), representado por la formación Santiago, está
constituida por sedimentos marinos ricos en materia orgánica y volcanosedimentos y la formación sacha,
de ambiente continental, compuesta de calizas y dolomitas, influenciada por volcanismo toleítico
(apertura del rift). 4.Ciclo Chapiza/Yaupi/Misahualli, formación chapiza es una sucesión de sedimentos
continentales de clima árido, formación Yaupi equivalente a chapiza superior y formación misahualli
que aflora solo en la zona subandina y presenta acumulaciones volcánicas, aquí se produce el final del
rifting. En el intervalo Albiano-Mastritchiano se generan cinco ciclos sedimentarios adicionales, pero
ya con un marco geodinámico diferente y aquí se distinguen varios periodos eustáticos. La asociación
Hollín-Napo-Basal Tena es considerada una mega secuencia y está representada por una monótona
ciclicidad de areniscas, calizas y lutitas. Estos depósitos ocurrieron en dirección W-E sobre la zona
subandina a través de la cuenca oriente. Desde una perspectiva secuencial estos cinco ciclos son
similares en cuanto a su evolución y a su origen (ambiente marino somero) y a la retrogradación de
sedimentos hacia el este de la cuenca, sin embargo, los ciclos cuatro y cinco se ven afectados por un
claro contraste de deformación compresiva y alto volcanismo con respecto a sus predecesores.

Nombre: Gilson Alexander Peñaloza Fecha: 2020-01-09

Tema: Zona Subandina

Esta zona ha sido afectada por los movimientos epirogénicos de la cordillera Real, que han producido
fallamientos inversos de gran magnitud como la depresión de Pastaza, así como también plegamientos
y levantamientos considerables como el levantamiento Napo y el Cutucú, mismos que conforman la
zona Subandina.

Estructuralmente, la zona Subandina de Ecuador corresponde a la parte deformada de la Cuenca Oriente,

resultado de la inversión tectónica de estructuras pre-existentes extensivas pre-cretácicas, Triásico
Superior - Jurásico Inferior de orientación NNE-SSW. Esta franja deformada es más evidente en
Colombia, donde constituye un sistema autónomo denominado Cordillera Oriental. En Ecuador, el
sistema subandino se presenta en una forma más discontinua, formado por dos estructuras en flor
positivas en-echelón (levantamiento Napo y Cordillera de Cutucú), desarrollas mayormente durante el
Mio-Plioceno y Cuaternario.

La zona Subandina según Rivadeneira y Ramírez. (1985) forma una franja alargada en sentido
longitudinal. Se encuentra limitada al Oeste por el cabalgamiento o falla inversa andina que la separa de
la cordillera Real, y al Este por un sistema de fallas inversas (con vergencia al Este) denominado Frente
de Cabalgamiento Subandino o Falla Inversa de Cutucú-Galeras, que constituye una zona de empuje
compresivo orientado hacia el Este.
A la zona subandina se la puede subdividir en cuatro subzonas morfoestructurales que de Norte a Sur
son: El levantamiento Napo, la depresión Pastaza, la cordillera de Cutucú y la cordillera del Cóndor.
El levantamiento Napo
Que corresponde a un inmenso domo alargado, de orientación NNE-SSO, limitado al este y al
oeste por fallas transpresivas. (Baby et al, 2014)
Corresponde a una estructura de tipo anticlinal asimétrica, con su plano axial buzando hacia el
oeste, cuyo eje tiene dirección NNE-SSO. Sus dimensiones aproximadas son de 150 Km de
longitud, 50 Km de ancho y unos 1000 m de altitud, pero en su centro atraviesa el volcán
apagado Sumaco que alcanza 3900 m de altura (Rivadeneira y Ramírez, 1985).

La depresión Pastaza
Corresponde a un bajo estructural que separa el levantamiento Napo de la cordillera de Cutucú.
Es una zona plegada, pero subsidente, por lo menos desde el Neógeno, y está cubierta por
depósitos neógenos y cuaternarios.

La cordillera de Cutucú
La cual se caracteriza por un cambio de orientación de las estructuras, de N-S a NNW-SSE, y
la aparición de formaciones triásicas y jurásicas (Fm. Santiago y Chapiza) y en menor
proporción paleozoicas (Fm. Pumbuiza y Macuma), según Baby et al. (1999).
Se encuentra al Sur de la zona subandina. Corresponde a un anticlinal muy levantado (de casi
2000 m), cuyo eje tiene dirección NNE-SSO, que hacia el Norte se inclina rápidamente y se
pierde antes del valle del Pastaza. El núcleo está formado por material liásico de las formaciones
Santiago y Chapiza.

La cordillera del Cóndor

Corresponde fundamentalmente a un intrusivo de edad jurásica, el batolito de Zamora el cual
hacia el Sur atraviesa la frontera peruana (Aspden et al, 1992).
Bibliografía
BABY P., RIVADENEIRA M. & BARRAGAN R. Editores (2014)- La cuenca Oriente: Geología y
Petróleo. Tomo 144 Travaux de IFEA, IRD, PETROAMAZONAS, 414 P.
BALKWILL H., RODRIGUEZ G., PAREDES F. & ALMEIDA J. (1995)- Northern part of Oriente basin,
Ecuador: Reflexion seismic expression of structures., AAPG Memoir 62, pp. 559-571.

BARRAGÁN R., BABY P. & DUNCAN R. (2005)- Cretaceous alkaline intra-plate magmatism in the
Ecuadorian Oriente basin: Geochemical, geochronological and tectonic evidence., Earth and Planetari Sci Let.,
236, pp. 670-690.

Christophoul, F., Baby, P. and Dávila, C. (2002). Stratigraphic responses to a major tectonic event in a
foreland basin: the Ecuadorian Oriente Basin from Eocene to Oligocene times. Tectonophysics, 345(1-4), pp.281-
298.

Díaz, M., Baby, P., Rivadeneira, M. and Christophoul, F. (n.d.). EL PRE-APTENSE EN LA CUENCA
ORIENTE ECUATORIANA. PETROPRODUCCION-IRD, P. O, pp.1-25.

Feninger, T. (1975). Origin of Petroleum in the Oriente of Ecuador. The American Association of
Petroleum Geologists Bulletin, 1166-1175.
Gaibor, J. (2008). Hydrocarbon source potential of the Santiago Formation, Oriente Basin, SE of
Ecuador. Journal of South American Earth Sciences, 145-156.
JAILLARD E. (1997)- Síntesis Estratigráfica y Sedimentológica del Cretáceo y Paleógeno de la Cuenca
Oriental del Ecuador., Unpub. Report, ORSTOM-Petroproducción, 163p.

Litherland, M., Aspden, J.A., Jemielita, R.A., 1994. The metamorphic belts of Ecuador. Overseas Geology
and Mineral Resources, 11, 147 pp. British Geological Survey, Nottingham.
Rivadeneira, M., and F. Ramírez, 1985, La zona Subandina Ecuatoriana y sus prospectos
hidrocarburíferos: 6th Latin American Geological Congress Memoir, v. 2, p. 491 – 507.
RIVADENEIRA M. & BABY P. (1999)- Los principales campos de Petroproducción: estilo tectónico,
etapas de deformación y características geológicas., Petroproducción-IRD (ORSTOM), Petroproducción Quito,
88p.
RUIZ G., SEWARD D. & WINKLER W. (2004)- Detrital thermochronology - a new perspective on
hinterland tectonics, an example from the Andean Amazon Basin, Ecuador., Basin Research, 16, pp. 413–430.
Tschopp, H. (1953). Oil explorations in the Oriente of Ecuador. Bulletin of the American Association of
Pretoleum Geologist, 2303-230