CAPÍTULO 4

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4. TECTÓNICA DEL VALLE INTERANDINO CENTRAL

4.1 MARCO ESTRUCTURAL DEL VALLE INTERANDINO

CENTRAL

Los límites estructurales del IAV Central se encuentran cubiertos por los depósitos

volcánicos cuaternarios, pero estos límites están muy próximos a las fallas

fundamentales de las Cordilleras, Calacalí-Pallatanga (CPF) hacia el W y Peltetec

(PelF) hacia el E (Figs. 2.2, 4.1). La característica geológica más prominente en el

IAV Central es el “Sistema de Fallas activas inversas de Quito” (QF, BF, CF, Figs.

4.1, 4.2), el cual juega un rol fundamental en la evolución tectónica de la región.

La expresión morfológica de este sistema es definida por un set de tres lomas

(ridges), que si bien tienen una orientación común aproximadamente N a NNE, no

están conectadas una con otra (Fig. 4.3), de Norte a Sur a estas lomas se las ha

denominado: Calderón-Catequilla (CCR), Batán-La Bota (BBR) e Ilumbisí-

Puengasí (IPR) (Villagómez et al, 2002a).

Trabajos previos (Soulas et al, 1987; Ego & Sebrier, 1996, Alvarado, 1996), ya

consideraron a las lomas como pliegues de flancos asimétricos y vergencia

oriental asociados en profundidad a una estructura inversa con buzamiento hacia

el Occidente. Ego & Sebrier (1996), propusieron para estas estructuras una

geometría de rampa y despegue, según la cual la rampa final se divide en tres

fallas inversas acomodadas en echelón. Estas lomas han sido denominadas de

varias maneras, la más septentrional ha sido llamada: pliegue-flexura Calderón-

San Antonio (Ego, 1993), flexura Tentadero-Jarata o estructura Bellavista

(Samaniego et al, 1994; Alvarado, 1996), pliegue Catequilla-Monjas (Ego &

Sebrier, 1996). Las dos lomas meridionales han sido llamadas indistintamente

pliegue Amaguaña-Calderón (Ego, 1993) estructuras Ilumbisí-Batán y Puengasí

(Egüez & Alvarado, 1994) o indistintamente llamadas estructuras de Quito

(Alvarado, 1996).

Esas lomas dividen al joven IAV Central en tres subcuencas (Quito, San Antonio y

Guayllabamba) (Fig. 4.3) y controlan la dinámica sedimentaria de estas. Estudios

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detallados en las dos lomas más norteñas revelan una complicada evolución

tectónica durante el Cuaternario. Evidencia morfológica, tectónica y estratigráfica

sugiere que la loma más septentrional (CCR) corresponde a un pliegue asociado

con un segmento de falla inversa buzante al Oeste (Falla Catequilla: CF, Fig 4.1),

el cual empezó a actuar primero que las otras estructuras desde el Pleistoceno

Medio hasta el Pleistoceno Tardío. En cambio BBR e IPR son estructuras tipo

“flexure and thrust” (Villagómez et al, 2002a) con flexuramiento asociado al

fallamiento inverso, que representan un segmento de falla diferente y más joven

que igualmente buza al Oeste (Falla de Quito: QF, Fig. 4.1). Este segmento sur

empezó a actuar desde el Pleistoceno Tardío y ha sido activo durante tiempos

recientes y está compuesto de un set de fallas activas más pequeñas (e.g. Falla

Botadero: BF, Fig. 4.1). Colectivamente esas fallas forman el “Sistema de fallas

activas inversas de Quito” (QF, BF, CF, Figs. 4.1, 4.2).

De las tres subcuencas, la más conspicua es la depresión Guayllabamba. Esta es

una semi cuenca de pull apart, que empezó a formarse a finales del Pleistoceno,

debido a la interacción de las fallas inversas del Sistema de fallas de Quito, la falla

inversa-dextral (?) de San Miguel del Común (SMCF, Fig. 4.1) y una falla

transcurrente heredada de orientación NE (Samaniego et al, 1994) denominada

Falla del Río San Pedro (SPF, Figs. 4.1, 4.2) la que tiene asociada un anticlinal

(anticlinal del Río San Pedro).

La subcuenca de San Antonio corresponde al valle entre el Casitagua y CCR, va

desde Pomasqui al Sur hasta San Antonio de Pichincha al norte, los que están

topográficamente a menor altitud que Quito (Fig. 4.3).

La subcuenca de Quito, que se encuentra en el valle formado entre la Cordillera

Occidental (Complejo volcánico Pichincha) y BBR e IPR, es una cuenca de

piggyback, sobre un segmento del Sistema (Falla de Quito: QF).

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Fig. 4.1 Esquema tectónico actual simplificado del IAV Central.

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Fig.4.2. Imagen de falso color, composición 453 Landsat Thematic Mapper (TM). a) Subescena del IAV Central con los lineamientos más claros relacionados a estructuras tectónicas. b) Vista 3D de la zona.

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Fig. 4.3 Modelo de Elevación Digital del IAV Central

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4.2 REGÍMENES TECTÓNICOS DESDE EL PLIOCENO TARDÍO Y

SU EVIDENCIA

El estudio tectónico en los depósitos de la zona, muestra dos regímenes que han

afectado al IAV Central desde su formación. El primero corresponde a una leve

extensión ~ E-W desde el Plioceno Tardío al Pleistoceno Temprano y un segundo

correspondiente a una compresión ~ E-W producto de una inversión en el régimen

a partir del Pleistoceno Medio, compresión que continúa hasta la actualidad.

4.2.1 EVIDENCIA DE LA EXTENSIÓN E-W (PLIOCENO TARDÍO-

PLEISTOCENO TEMPRANO)

4.2.1.1 Trabajos anteriores.

La compresión N-S en el Pleistoceno inferida por Tibaldi & Ferrari (1992) fue

basada en observaciones equivocadas y carente de un adecuado control

cronoestratigráfico. Ellos confundieron en muchos casos deformaciones

gravitacionales con deformación tectónica. Además casi todos sus datos

estructurales fueron tomados dentro de la Depresión Guayllabamba en donde casi

todos los bloques están movidos. Igualmente Ego & Sebrier (1996), proponen una

posible extensión local basada en inversión de fallas. El problema con este trabajo

es que el control estratigráfico es equivocado. Ego & Sebrier (1996), confunden

depósitos más jóvenes (e.g. Fm. San Miguel, Fm. Machángara) con los más

antiguos (Fm. Pisque), por lo tanto casi todos los resultados del análisis de

inversiones de fallas están equivocados.

4.2.1.2 Evidencias tectónicas en la zona

Las evidencias para la extensión E-W y un posible y leve σ 1 = N-S, en la primera

etapa de la serie Quito-San Antonio-Guayllabamba son:

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1) Evidencia mesoscópica en afloramientos (desplazamientos entre 1-6 m) de

fallas normales lístricas ~ N-S en la Fm. Pisque (Mb. Lavas basales), selladas por

la Fm. San Miguel (e.g. UTM: 790900-9994500)

2) Fallas Normales (~N170), fallas dextrales normales (~N150-160) y fallas

dextrales (~N120) (Sector de confluencia del Río Pisque y Río Guayllabamba y

UTM: 799625-9999930) afectando solo la Fms. Pisque y San Miguel.

3) Fallas Normales (~N-S), afectando a las Fms. Pisque y San Miguel, se las

observa claramente en la bajada de Catequilla a la Hac. La Providencia (e.g.

UTM: 787200-10002250, UTM: 787370-10001600) (Foto 4.1). Así mismo fallas

normales en el límite norte de la depresión Guayllabamba (vía Panamericana) de

dirección ~N170 con buzamiento ~ 80 W (e.g. UTM: 799670-9999860, UTM:

798830-9999860), que afectan a las Fms. Pisque y San Miguel, con

desplazamientos métricos.

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

4) Muchas fallas normales sinsedimentarias de pequeña escala dentro de la Fm.

San Miguel (direcciones N-N20) (e.g. UTM: 800000-10000500) (Foto 4.2).

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

5) Presencia de un pliegue anticlinal de baja amplitud de eje ~E-W, que afecta

solo a la Fm. Pisque (NE de la zona de estudio, cuenca alta del Río Pisque) (Foto

4.3).

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

6) La geometría del relleno de la cuenca (en las Fms. Pisque y San Miguel).

- Cambios en el espesor de los coetáneos Mb. Aluvial y Mb. Fluvial (Fm. Pisque).

- Un engrosamiento hacia el este en la Fm. San Miguel.

7) Presencia de extrusiones basálticas tipo “sill” alimentadas a lo largo de fisuras

predominantemente N-S, dentro de la Fm. San Miguel.

81

4.2.2 EVIDENCIAS PARA LA COMPRESIÓN E-W A PARTIR DEL

PLEISTOCENO MEDIO Y EXTENSIÓN N-S

La evidencia tectónica y estratigráfica indica que la compresión E-W se dio a partir

del inicio de la depositación de la Fm. Guayllabamba (cuando parte de los

sedimentos de la Fm. San Miguel no estaban todavía consolidados), y ha

continuado hasta la actualidad. Esta evidencia consiste en datos estructurales, en

la relación entre los depósitos y las lomas (pliegues-flexuras que implican una

compresión E-W), y en el análisis de la sismicidad actual.

1) Si bien existen los grandes trazos morfológicos que sugerirían la presencia de

los segmentos de fallas inversas de Quito y Catequilla, estas fallas no han sido

observadas en el campo posiblemente debido a los deslizamientos y a la

cobertura de cangahua y cenizas. En el caso del segmento Catequilla (CCR) se

puede observar en el Río Guayllabamba (ver Mapa Geológico) como una cuña del

basamento oceánico está levantada. En el caso del segmento de Quito (BBR e

IPR), se puede observar claramente en las quebradas Totalau y Porotohuaycu

como los estratos de la Fm. Chiche se van parando progresivamente desde

subhorizontales a casi verticales en menos de 1 km de distancia (e.g. en la Q.

Tolalau, desde UTM: 785000-9984500 hasta 784280-9984800; y en la Q.

Porotohuaycu, desde UTM: 785130-9983450 hasta 784390-9983830), por donde

se infiere el paso de la Falla de Quito. Sin embargo algunas fallas asociadas a las

grandes estructuras se observan en superficie y se las describe en los puntos 2-3.

2) Se encuentra gran cantidad de fallas inversas N-S que buzan 65°-80° W (Foto

4.4) en el flanco oriental de CCR (e.g. UTM: 787400-10001400, UTM: 787500-

10001700), y que afectan a las Fms. Pisque, San Miguel y Guayllabamba. 3) Así mismo en la zona de Quito (BBR e IPR), a escala mesoscópica se

encuentran fallas inversas N330 que buzan 60°-80° E (e.g. UTM: 784210-

9984930), fallas inversas N10-15 que buzan 40°-50° E (e.g. UTM: 783750-

9984800) y muchas fallas inversas N-S con fuerte buzamiento hacia el W, en casi

82

todas las quebradas que drenan BBR e IPR hacia el E y que afectan a toda la

secuencia post-Fm. Guayllabamba, incluso a la Fm. Cangahua.

Es importante añadir el descubrimiento de la Falla “Botadero” (UTM: 783750-

9983800) la que es un ramal de la Falla de Quito y que cruza bajo el relleno de

Zámbiza (botadero de basura de Zámbiza). Corresponde a una falla inversa ~N20

que buza hacia el W, que produce un flexuramiento (se lo observa bastante bien

en la subida al Balcón del Inca) y produce un salto de unos 60 m. Esta falla afecta

a la Fm. Machángara y también a la Fm. Cangahua.

Esta serie de fallas inversas que se encuentran en BBR e IPR, de variado

desplazamiento que buzan tanto al E como al W, sugieren que estas estructuras

morfológicas asociadas al sistema de fallas inversas de Quito, se comportarían en

parte como estructuras tipo “pop-up”, sin embargo, estudios más detallados son

requeridos.

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

4) Inversiones globales de planos de fallas en toda el área de Quito (Ego &

Sebrier, 1996), en los depósitos antiguos y los más recientes, indican una

compresión E-W que afecta al menos a depósitos pre-cangahua.

5) En la actualidad la sismicidad existente bajo la zona de Quito y San Antonio, y

la solución de ciertos mecanismos focales indican una compresión E-W. Se

presenta en la Fig. 4.4 soluciones a los mecanismos focales para la zona de Quito

y valles aledaños.

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

Estos son los únicos mecanismos focales que se tienen de la zona de Quito, a

excepción de los del enjambre sísmico del Norte de Quito entre 1998-1999

(Calahorrano, 2001), que no se han incluidos aquí porque la generación de esos

eventos se asocia más bien al proceso volcánico del Guagua Pichincha

(transmisión de presión de poros por movimientos de fluidos) antes que a la

actividad puramente tectónica del Sistema de fallas inversas de Quito.

Los mecanismos a), c) y d), presentan cinemáticas predominantemente inversas,

resultado del campo local de esfuerzos E-W (Calahorrano, 2001) y los planos

coinciden más o menos con las estructuras del Sistema de fallas de Quito

orientadas ~ N-S a NNE-SSW. El mecanismo b), se le atribuyó a una supuesta

Falla San Antonio (casi E-W, Bonilla et al, 1992) y el mecanismo e) es de tipo

normal y corresponden a las réplicas del sismo del mecanismo d), y se las

interpretó como una relajación de las estructuras (Calahorrano, 2001).

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6) Las fallas de tipo normal con dirección N-S que afecta a la Fm. Cangahua, no

corresponden a estructuras tectónicas como se asumía anteriormente (Hall &

Yepes, 1980; Tibaldi & Ferrari, 1992), sino más bien son debidas a efectos

topográficos y gravitacionales (Soulas et al, 1991; Ego & Sebrier, 1996).

4.2.2.1 SISTEMA DE FALLAS ACTIVAS INVERSAS DE QUITO

El Sistema de fallas activas inversas de Quito es un excelente ejemplo para

estudiar el estilo de crecimiento de fallas y variaciones de desplazamientos

asociados con fallas inversas activas debido a que los sedimentos sintectónicos

han grabado la historia del desplazamiento. Si bien en el campo las fallas de

Quito y Catequilla no han sido observadas, algunas fallas asociadas de escalas

menores han sido descritas (e.g. Falla Botadero).

A diferencia de fallas normales y de rumbo, pocas fallas inversas han sido

estudiadas en detalle en el mundo y sus geometrías, estadísticas y relaciones

desplazamiento/longitud son pobremente conocidas (Burbank & Anderson, 2001).

Existen clásicamente dos modelos para el crecimiento de una falla: crecimiento

por propagación radial y por enlace de segmentos, y solo en situaciones en la que

sedimentos sintectónicos graban como el desplazamiento de las fallas varió a

través del tiempo es posible diferenciar entre estos modelos (Burbank &

Anderson, 2001).

El estilo de fallamiento inverso en el IAV Central, es por enlace de segmentos (al

menos 3 segmentos) en subsuperficie. La expresión morfológica de estos

segmentos son tres lomas (ridges) no alineadas que corresponden a pliegues y

flexuras que están íntimamente relacionados con la falla subyacente. La evidencia

de campo muestra como los segmentos propagaron desde el norte en pulsos.

En el IAV Central, como la depositación ocurrió sincrónicamente con el fallamiento

inverso, los estratos asociados con la deformación (Post- Fm. San Miguel)

proveen las mejores claves para descifrar la historia del levantamiento y

crecimiento de las lomas desde el Pleistoceno Medio (Ver más adelante Evolución

85

Geológica). El pinchamiento de toda la Fm. Chiche hacia CCR (observable en la

zona de Oyacoto), sugiere que esta loma constituyó un alto estructural al tiempo

de su depositación. Así mismo, más al Sur en la zona de Quito se observa como

la Fm. Chiche está involucrada en la deformación de la falla de Quito (BBR, zona

de Zámbiza) y se ve hacia el tope de esta formación una depositación sintectónica

con el levantamiento de esta loma, manifiesta en la discordancia angular entre la

Fm. Chiche con la suprayacente Fm. Machángara, discordancia que es mayor

hacia el norte (zona de Zámbiza) que hacia el Sur (zona del Batán).

En adición la morfología de las lomas es un factor a ser tomado en cuenta para

determinar su edad relativa, la loma más septentrional (CCR) es más degradada

por deslizamientos y disectada por erosión que BBR e IPR. La loma más

meridional (IPR) tiene claramente una morfología más suave y menos erosionada,

especialmente en el extremo sur (fin de la falla) donde su altitud va decreciendo

(el desplazamiento del Sistema de fallas de Quito va desapareciendo hacia

Amaguaña).

Toda esta evidencia tectónica, sedimentológica y morfológica, indica que el

Sistema empezó a propagar desde el Norte en una serie de pulsos a lo largo de

segmentos que colectivamente forman el Sistema de fallas activas inversas de

Quito.

En base a edades de volcanismo cercano y su correlación con las formaciones,

se puede hacer una estimación de tazas de levantamiento. El levantamiento de

las lomas empezó hace cerca de 1 Ma con el levantamiento de CCR (edad

aproximada de la Fm. Guayllabamba), con un segundo pulso hace 0.5 Ma con los

levantamientos de BBR e IPR (edad aproximada para el fin de la depositación de

la Fm. Chiche). Como el levantamiento de la ciudad de Quito (ubicada detrás de

BBR e IPR) respecto con los valles aledaños es ~ 400 a 500 m se sugiere una

taza de levantamiento máxima de 0.8 mm/a. Soulas et al (1987), basado en la

morfología estimó una taza de levantamiento entre 0.5 - 1 mm/a.

86

Teniendo en cuenta que BBR e IPR crecieron a tazas constantes de 0.8 mm/a

durante 0.5 Ma con un desplazamiento de 0.4 Km, esas magnitudes según

Burbank & Anderson (2001), pueden preservar el relieve estructural de la erosión

y hacer de BBR e IPR buenos ejemplos para reconstruir la evolución del

plegamiento-levantamiento basándose en la geomorfología. Para el caso de CCR,

que es un levantamiento más antiguo, la erosión pudo borrar casi todos los

marcadores geomorfológicos.

Con el fin de refinar tazas de deformación y modificaciones geomorfológicas

debido al levantamiento, edades radiométricas (40Ar/39Ar) están en progreso, para

definir cuando los pliegues propagaron y cuan rápidamente crecieron

verticalmente y lateralmente. Desenmarañando esa historia, seremos capaces de

mejorar patrones de deformación y de riesgo sísmico.

4.2.2.2 TECTÓNICA DE LA DEPRESIÓN GUAYLLABAMBA

Como se indicó anteriormente, la depresión Guayllabamba es una semi-cuenca

de pull-apart, que empezó a formarse a finales del Pleistoceno debido a la

interacción de: la falla transcurrente heredada de orientación ~ NE (Samaniego et

al, 1994) denominada Falla del Río San Pedro con fallas del Sistema de Quito y

con la falla inversa-dextral (?) de San Miguel del Común (Fig. 4.1). Esta última

falla muestra actividad neotectónica, manifiesta en drenajes desplazados y

descabezados, cambios de pendiente, etc.

El control tectónico en los bordes de la depresión Guayllabamba, generó un

“hueco”, haciendo que grandes bloques vayan colapsando hacia el centro en una

serie de deslizamientos posiblemente rotacionales teniendo como superficie de

ruptura a la Fm. San Miguel debida a su alta plasticidad (Echeverría & Mosquera,

1993). Este colapso produjo escarpes circulares y si bien no se tiene evidencia de

fallamiento lístrico, esto es lo más probable.

El análisis tectónico dentro de la depresión debe ser realizado con mucha

objetividad, debido a la gran cantidad de movimientos en masa. En esta depresión

87

casi no se encuentra ningún bloque ‘in situ’. Los datos más reales se encuentran

hacia los bordes N y E de la depresión.

1) Borde Norte:

Fallas normales E-W buzando hacia el Sur, con desplazamientos métricos (e.g.

UTM: 797600-9998400, UTM: 797700-9998500, UTM: 793750-10001300) y

especialmente casi todo el escarpe de Jerusalén correspondería a una gran falla

normal E-W, cuyo salto produce la depresión Guayllabamba y que responden al

esfuerzo compresional E-W. Estas fallas empiezan a activarse en el Pleistoceno

Superior, después de la depositación de la Fm. Mojanda (involucran a rocas de la

Fm. San Miguel hasta rocas de la Fm. Mojanda) y reactivaciones después de la

depositación de la Fm. Cangahua.

2) Borde Este:

Posibles fallas normales recientes. Por ejemplo en UTM: 800190-9998370, se

tiene un escarpe de falla que posiblemente corresponda a una falla normal ~ N30

con buzamiento ~70° NW, con un salto aproximado de 60 m (Nuñez y Vásconez,

1993) y en UTM: 800440-9997660 otro escarpe de una posible falla ~ N170 con

un salto decamétrico. Estas fallas normales en el borde oriental de la depresión

son producidas debido a la formación de la semi-cuenca de pull apart, que

desarrolló un régimen extensivo local.