Bol. Geol. Ecuat., Vol. 1, Nf.! 1, 1990,pp. 53-67

PRESENCIA DE UN SISTEMA DE FALLAS ACTIVAS EN EL SURDEL ECUADOR

THIERRY WINTER (*), RAMIRO IGLESIAS (**), ALAIN LAVENU (*)

(*) ORSTOM, Ap. 6596 CCI, Quito-Ecuador.

(**) CLIRSEN, Ap. 8216, Ouito-Ecuador.

Convenio EPN-CLIRSEN-ORSTOM-IPGH

RESUMEN

El articulo presenta observaciones estructurales, morfolôgicas e interpretacionesque caracterizan ycuantifican la actividad cuaternaria de la falla Giron-Santa Isabelen el sur dei Ecuador. El estado de esfuerzos es extensional con un esfuerzoprincipal mïnimo 03 horizontal de direcciôn NllO-1l5. Este régimen produce lareactivaciônde las fallas de direcciônN10- N35 que limitaban las cuencas sedimen­tarias cenozoicas. La reactivaciôn cuatemaria de este sisterna de fallas puede serdebido al escurrimiento dei borde libre constituido par el Golfo de Guayaquil.

INTRODUCCION

La tectônica en extension presente en las altasmesetas continentales como el Tibet y los AndesCentrales, es generalmente interpretada coma laconsecuencia de un efecto de alta topografîa corn­pensada (Molnar yTapponnier, 1978;Ni YBarazan­gi, 1978; Dalmayrac y Molnar, 1981; Tapponnier etal., 1981; Cross y Pilger, 1982; Suarez et al., 1983;Froidevaux e Isacks, 1984; Mercier et al., 1984;Sebrier et al., 1985; Lavenu, 1986; Armijo, 1986;Serbrier et al., 1988). En los Andes Centrales deiPerû, el estado de esfuerzos resulta de la interacciônentre un esfuerzo compresivo horizontal debido a laconvergencia de las placas Nazca-América deI Sury un efecto de topografïa debido a diferencias late­rales en la reparticiôn de las masas litosféricas (Se­brier et al., 1985; Sebrier et al., 1988). Alla, lasorientaciones de las fallas normales parecen masbien controladas por la presencia de zonas de debi­lidad crustal pre-existentes que por la convergenciaNazca-América deI Sur (Dalmayrac, 1974;Megardy Philip, 1976; Bonnot, 1984; Serbrier et al., 1985;Lavenu, 1986; Cabrera et al., 1987).

En el Ecuador, una tectônica extensiva estapresente actualmente en el Golfo de Guayaquil(Benïtez, 1986). Ademâs, estos sedimentos presen­tan una retrogradaciôn deI este hacia el oeste(Benïtez, 1986).

En la sierra del sur del Ecuador, estudios decampo en el valle de Giron-Santa Isabel nos hanpermitido documentar una falla normal activa. Esteartfculo tiene el propôsito de presentar nuevos datossobre las deformaciones recientes dei sur deiEcuador. Luego, tratamos de dar una interpretaciôngeodinâmica explicando la presencia de esta tee­tônica en extension en el sur deI Ecuador.

ELCONTEXTOESTRUCTURAL

Las cuencas continentales terciarias deI sur deIEcuador se han desarrollado sobre la Formaciônoligocénica Saraguro a 10 largo de un sistema defallas mayor, de direcciones N-S y N20 - N40 (Fig.1) que controlô su evoluciôn geodinâmica desde elOligoceno superior hasta cl Plioceno (Noblet et al.,1988).

El funcionamiento de dichas cuencas ernpezôdespués de la colisiôn y de la acreciôn de terrenosexôticos de origen oceânico durante el Cretâcicosuperior-Pale6geno (Feininger y Bristow, 1980; Le­brat, 1985; Lebrat et al., 1985a; Lebrat et al., 1985b;Megard y Lebrat, 1986;Megard et al., 1987).

Estas cuencas continentales cenozoicas se de­sarrollaron durante la subducciôn de la placa ocea­nica Nazca después de la reorganizaci6n de la placaFarallôn hace 25·26 Ma.

WI);TER ET AL: FALLAS ACTIVAS EN EL SUR DEL ECCADOR

FIGURA 1: Esquema estructural deI sur dei Ecuador segtln Noblet et al. (1988).Las cuencas cenozoicas se desarrollan a 10 largo de las fallas N1700 E - N·S yN200 E.N400 E. 1: O.G.M. "Dolores-Guayaquil Megashear" (Lebrat et al.,(1985a); 2: substrato pre-mesozoico; 3: arcos volcanicos creUicicos (Formacio­nes Macuchi y Celica); 4: depOsitos volcano-detr{ticos y detr{ticos creUicicos aeocénicos; 5: formaci6n Saraguro; 6: sedimentos cenozoic05 continentales.

El amilisis sedimento16gico y tect6nico revela laevoluci6n correspondiente deI campo de esfuerzosdesde el Mioceno hacia el Plioceno (Noblet et al.,1988). Se trata de un régimen de rumbo compresivo

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con una rotaci6n progresiva de los esfuerzos prin­cipales alrededor deI eje vertical: al variando desdeN3D durante la apertura de las cuencas hacia N9Ddurante el cierre.

WINTER ETAL.: FALLAS ACTWAS EN EL SUR DEL ECUADOR

EVIDENCIAS ESTRUCTURALES PARA UNAACTMDAD CUATERNARIA DE LA FALLA

DE GIRON-SANTA ISABEL

La falla de Giron-Santa Isabel pertenece al sis­tema de fallas que controlo la evolucion geo­dinâmica cenozoica de las cuencas deI sur deIEcuador.

Las evidencias de una actividad cuaternaria yactual de la falla de Gir6n-Santa Isabel se localizanen el borde oriental de la cuenca (Fig. 5). La lon­gitud de este sistema es de casi 50 Km, pero estacompuesto por segmentos sucesivos de longitud in­ferior a 15 Km Yseparados por una distancia de 0.5a 4 Km (Fig. 2).

A 10 largo de estos segmentos, los sedimentosterciarios presentan un buzamiento vertical que dis­minuye rapidamente hacia el oeste (Fig. 3). A veces,una discordancia angular esta presente entre lossedimentos cenozoicos de la cuenca y las terrazasaluviales cuaternarias. Cerca de la falla 0 de las fallasmenores asociadas, estas terrazas presentan tam­bién pliegues de arrastre indicando un juego normaldel sistema (Fig. 3).

La actividad normal de la falla Giron-SantaIsabel posterior a la sedimentacion terciaria estaconfJ.rmada por la presencia de bloques de sedimen­tos cenozoicos basculados de 40° hacia el este. Cercade la desembocadura de algunas quebradas, se ob­servan unos conos aluviales que revelan un bas­culamiento progresivo durante su sedimentacion(Fig. 4). Todos estos rasgos estructurales documen­tan la actividad normal reciente de la falla Giron­Santa Isabel. Un cambio muy importante deI estadode los esfuerzos, pasando de un régimen compresivodurante el Cenozoico al régimen extensivo actual,ocurrio en el Plioceno superior.

EVIDENCIAS MORFOLOGICAS PARA UN

FALLAMIENTO NORMAL CUATERNARIO

A LO LARGO DE LA FALLA DE

GIRON-SANTA ISABEL

Algunos rasgos morfologios tales coma lasfacetas trianguIares, los permes longitudinales 0

transversales de los rios pcrpendiculares a la falla yla geometria de las cuencas de los rios, son carac­teristicos de fallamiento normal en el sistema defallas de Giron-Santa Isabel.

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LAS FACETAS TRIANGULARES

Generaciones sucesivas de facetas triangulares

Tres generaciones de facetas triangulares sonvisibles en los escarpes a 10 largo de la falla deGir6n-Santa Isabel (Fig. 5).

Las facL~tas triangulares mas jovenes (facetastriangulares III) tienen alturas entre 150 m y 360 mcon pendientes entre 20° y 35°. Las facetas II masantiguas tienen aIturas entre 400 m y 650 m conpendientes entre 12° y 22°. Las mas antiguas (facetas1) tienen alturas entre 600 m y 1000 m con pendientesentre 8° y 15°. Estas generaciones sucesivas de face­tas triangulares parecen muy similares a las obser­vadas a 10 largo de fallas normales activas bienconocidas en el Basin and Range (Hamblin, 1976) yen el Tibet (Armijo, 1986). La actividad cuaternariade este tipo de falla puede ser caracterizada porperiodos con una alla relacion VfNe (velocidad dela falla/velocidad de la erosion), alternando conperiodos de una baj a relacion' VfNe (Wallace,1978). Una alta relaci6n VfNe contribuye al desa­rrollo de las facetas triangulares gracias a los in­crementos sismicos regulares de los escarpes.

Convexidad a la base dei escarpe

La convexidad de las facetas triangulares masjovenes (III) sugiere un alto valor de la relacionVf/Ve y consecuentemente una importante acti­vidad a 10 largo de la falla. Esta actividad se traducepor frecuentes yabruptos incrementos en la base delescarpe que provocan y mantienen esta convexidad(Wallace, 1978). Solo los rios que cruzan la falla yque tienen una velocidad de incision suficiente,pueden hacer retroceder los incrementos deI es­carpe. As! se forman las cafdas de agua y los puntosde inflexi6n.

Rechazo topografico maximo obsen'ado yvelocidad minima de la falla

El rechazo topografJ.co maximo observadopuede ser considerado coma una estimaci6n deIrechazo vertical total minimo a 10 largo de la falla.Esta estimacion no tiene en cuenta la erosion deibloque levantado, tampoco la depositacion sobre elbloque hundido. Este rechazo topografJ.co maximoobservado a 10 largo de la falla de Giron-SantaIsabel tiene un valor aproximado de 1000 m.

WIi'\TER ET AL.: FALLAS ACTIVAS EN EL SUR DEL ECUADOR

fig.'.\8 _----.,~~_--~\

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Il"-'~- sirio microteclonico a

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~Ü km 10, - - - ....1

FIGURA 2: Mapa de los diferentes segmentas de la falla deGir6n-Santa Isabel. Gi: Gir6n; Ju: Jubones; HSC: Sulupali chico.

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WIl\TFR ET AL.: FALLAS ACTIVAS E:\' EL SUR DEL ECl:ADüR

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=2

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Arrastre de lasterrazas aluviales cuaternarias

vv

vv

vv

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o 50 m.'----...,j'FIGURA 3: 5edimentos terciarios presentando un buzamie:lto vertical que disminuye rapidamente hacia el oeste. Cerce de lafalla, 0 de las fa lias menora asociadas, las terrazas aluvialas "uar<:rnarias presentan un plegamiento indicando un juego normaldei sistema. 1: terrezalaluviales cuaternarias lIevando e/ suelo actual; 2: sedimentos terciarios; 3: formaci6n 5eraguro.

Considerando el principio de esta tectonica ex­tensiva en el Plioceno superior, una velocidadminima de la falla cercana de 0.5 mm/ano puede serdeducida.

Conclusion

Estas generaciones sucesivas de facetas trian­gulares a 10 largo de la falla Giron-Santa Isabel, L,convexidad de las facetas III y la cOJ)~;r:lncia de SU~

alturas y de sus pendientes implican que esta fallanormal ha tenido una actividad persistente desde elPlioceno superior. Estos rasgos morfologicos y lavelocidad promedio deducida, son coherentes conejemplos observados sobre falias activas bien co­nocidas que tienen un alto VfNe tales como las deiBasin and Range (Wallace, 1977; Wallace, 1978),0deI Tibet (Armijo, 1986).

- ,

LOS RI:)S TRANSVERSALES

La pCJ1diente de los dos transversales esta con­trolada y mantenida por la actividad de la falla. Secaracterizan por un cauce sencillo, siempre perpen­dicular a la huella de la falla, que corre siguiendo lapendiente mayor. La razon "SpacinglLength" (Wal­lace, 1978 y Fig. 6) es baja y constante ( -0.25-0.35).Los val ores calculados para la falla de Giron-SantaIsabel son muy coherentes con los obtenidos a 10largo de las fallas activas deI Basin and Range (0.41)(Wallace, 1977; Wallace, 1978). Los perfiles de losvalles perpendiculares al rio muestran una geo­metria constante desde la fuente hacia las facetastriangulares. Detras de la desembocadura, estosperfilcs presentan generalmente una geometria en"copa de vino" marcada con una caida de agua.

w

WI~TER ET AL.:FALLAS ACTIVAS EN EL SUR DEL ECCAOüR

E

l'v'

V'V

VV

VV

V

~ ~2 GJ3 0 20 m,

FIGURA 4: Bloques de sedimentO$ cenozoicO$ besculados de 400 hacill el este. Estos b1o.ques lIeven, cerca de la desembocedura de algunas quebradas, unO$ conos aluviales cuater­narios que revelan un basculamiento progresivo durante su sedimenteci6n, 1 : cono aluviallIevando el suelo actual; 2: sedimentos terciarios; 3: formaci6n Saraguro. .

PRESENCIA DE UN ESCARPE RECIENTE ALA BASE DE LAS FACETAS TRIANGULARES

DESCRIPCION DEL ESCARPE

A 10 largo deI segmento Sulupali Chico de la falla(Fig. 2), se puede ver evidencias de una ruptura desuperficie. Se nota un escarpe de 8-12 m de altura yde 3.4-4 Km de longitud, sean entre las rocas de laFormaci6n Saraguro y el rel1eno de la cuenca, seadentro de las formaciones de pendiente.

En el primer caso, el piano de falla, llevandoestrias normales, tiene una direcci6n N36 y unbuzarniento de 80W. A 10 largo de la reactivaci6n,en el bloque hundido, se notan derrumbes que al·canzan 60 m de ancho.

Los rios transversales presentan a nivel dei es­carpe, caidas de agua de 3-5 m de altura. Estasobservaciones indican un alto Vf/Ve a 10 largo de

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este segmento de falla. A veces, fallas antitéticases tan asociadas con la falla mayor y afectan eldeclive que incluye el sue10 actual. Los escarpessecundarios de las fallas antitéticas de 1.5-3 m dealtura delimitan pequeiios grabens de 30 m deancho (Fig. 7).

Cuando la falla mayor tiene una direcci6n mas aleste, se han desarrollado grietas de 3-5 m de profun­didad y 3-4 m de ancho, dentro deI declive cuater­nario al pie dei piano. de falla. En cambio, unaacumulaci6n de material que procede dei declivecuaternario es inducida por una direcci6n mas alnorte dei pIano de falla.

Estas zonas locales de extensi6n y de compresi6na 10 largo deI pIano de falla mayor, indican unacomponente menor dextral dei movimiento de lafalla. Evidencias de un antiguo suelo pegado sobreel piano de falla estân todavia visibles 3 m por arribadei suelo actual.

FIGURA 5: Modelo numdrico de campo de la falla de Giron-Santa Isabel (Winter y Souris, en prep).

WIl\'TER ET AL.: FALLAS ACTIVAS E:\" EL SUR DEL ECUADOR

FIGURA 6: Elemento para la definici6n de la relaci6n "SpacingfLength".

En la base de este pIano de falla, un escarpe muyreciente desplaza la topografia en unos 60 cm.

Delante de este escarpe, se encuentran grietasde unos 10 m de longitud, 10-40 cm de ancho y 0.5-1m de profundidad, dispuestas "en échelon" dextral yafectando el declive.

Esta reactivaci6n de la falla desplaza un caminoconstruido hace tres anos, que cruza el graben de 30m de ancho descrito anteriarmente.

Las dos fallas limitando el graben estân reac­tivadas ypresentan un desplazamiento vertical de 60cm.

Todas las grietas dispuestas "en échelon" dextralestân dentro deI graben. Fallas normales antitéticasmenares provocan dentro del graben y en su bordeoccidental un basculamiento de 6° a 12° de latopografia hacia el oeste (Fig. 7).

Todas estas evidencias de movimientos a 10 largode la falla no estaban presentes cuando se visit6 elsitio en junio de 1987.

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EL ESCARPE ACUMULADO

En el extremo septentrional deI segmento defalla de Sulur:ali Chico ademas de la reactivaciôndel 28 de aiosto de 1'988, se puede apreciar und-;splazamicnto vertical anterior de unos 60 cm quese confirma par la presencia de un suelo antiguo casivertical al contacto de la falla.

Este suelo infrayace con discordancia angular auna formaciôn de pendendiente y al suelo actual.

En la parte sur de este segmento de falla deSulupali Chico, unos caminos mas antiguos presen­tan un desplaz~_miento vertical aproximado de 3 m.

Considerando cada ruptura de pendiente delescarpe acumulado como la consecuencia de laerosiôn deI escarpe debido a un movimiento, sepuede deducir, ademas de los ûltimos 50-60 cm, unareactivaci6n de 70 cm, y otras dos de 90 cm.

NW

WIl\TERET AL.: FALLASACTIVASENELSCRDELECCADOR

o m 10.. _. 1

o

m

5

-------_._------------- _._._-----

FI GU RA 7: Corte de un pequei\o graben de 30 m de aooho, reactivado durante el movimiento de 1988.

Un escarpe acumulado de unos 5 m de alturaesta presente en los coluviones al norte dei RioMandur.

Su morfologia tfpica (Fig. 9a) puede ser utilizadapara deducir la edad y la velocidad de la falladurante su formaci6n (Fig. 10).

Desde el tope hacia la base, se encuentra: una"free face" de 1 m de altura con buzamiento de 8OW,

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un "debris slope" de 3 m de alto y un buzamiento de4OW, un escarpe vertical de unos 40 cm debido almovimiento de 1988, una primera "wash slope" de 20cm de alto con buzamiento de 25W que correspondea la erosi6n de la Ultima reactivaciôn, una segunda"wash slope" de 35 cm con buzamiento de 13 W quecorresponde a la erosi6n dei escarpe acumuladoentero, una grieta de 25 cm de ancho y de 70 cm deprofundidad y al rmal una morfologia abombada deunos 2 m de ancho y de 15 cm de aitura (Fig. 8).

NW

WI~TER ET AL.: FALlAS ACrrVAS EN EL SUR DEL ECLADOR

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FREE FACE /+

1DEBRIS SLOPE //

~ ,+

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FIGURA 8: Pert il dei escarpe acumulado de aproximadamente 5 m de altura presente en los coluviones dei r(oMandur.

Las grietas "en échelon" dextral estan localizadasentre la morfologia abombada y el escarpe pro­ducido durante el ultimo movimiento.

Utilizando el estudio de Wallace (1977) sobre lapermanencia de las diferentes partes de un escarpesismico (Fig. 9b), una edad maxima de 1000 afiospuede ser deducida de la morfologia deI escarpeacumulado deI Rio Mandur.

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Pero la frescura de su morfologia indicaria masbien una edad mas joven. Durante 1988, no hubosismo con una magnitud que corresponda a lasdimensiones de la ruptura de superficie observada.

Asi que pensamos que estas expresiones mor­fo16gicas podrian caracterizar un derrumbe super­ficial, interpretado coma consecuencia de unpliegue de arrastre regional de la topografia a 10largo de la falla.

Wr:\TER ET I\L.: FALLAS ACTIVAS EN EL SUR DEL ECLADOR

Topografia original levantada

Debris slop,e

Topografia original hundida

PorcentagedeI

escarpf100

log (tiem(?Oen anos)

765

.........

./

,.i

:/-Wash

Debris/

3

face

2oo

20

80

60

40

FIGURA 9: Clrleteristicas de un lIIClIrpo. l' morfolog(1 t(pica de un esclrpe de fllli.Wllllce, 19771. b/ persistencil de III diferentes per. de un escarpe s(smico con eltiempo.Wllllce, 19771.

63

w

WE\TER ET AL.: FALLAS ACTIVAS EN EL SVR DEL ECCADüR

•w

5

E

•

c-12- -8-7-6

13 5

9 2 11

110 ~ 1 3

30 40 50 60 70 R

Silio a

~

17~

1G~

14

11 15

9 13

8 12

7 10

G 4

5.,L

3 1

70 80 9D R

Silio b

FIGURA 10: Fallas normales utllizadas para calcular el tensor de esfuerzos desviato­rios. Los nOmeros sobre los diagramas astereogrllficos representan los datos inscritosdentro de les histogramas. Las flechllS lobre los circulos grandes corresponden a losvectores deslizamiento medidos. Los hlstogramal indican el valor de la razOn oR" paracada date seleccionado. Las flechas blancas dan el azimut dei esfuerzo principal mfni­mo calculado (G31.

64

WI\TER ET AL.: FALLAS ACTIVAS EN EL SUR DEL ECt:ADûR

CARACTERIZACION DEL ESTADO DE

ESFUERZOS CUATERNARIO

El analisis microtectonico permite caracterizarel estado de esfuerzos regional. Por esta razon,hemos utilizado un método numérico (Carey yBrunier, 1974; Carey, 1979; Armijo y Cîsternas,1978; Armijo, et al.,1982) para computarizar el es­tado de esfuerzos explicando el movimiento obser­vado sobre cada falla. Este método supone que losdesplazamientos de los bloques rigidos seanpequenos, independientes y sin rotaciones. Lainversion de los datos permite obtener las direc­ciones de los ejes de esfuerzos principales (al, 02,a3) y el valor de la relaci6n construida a partir de lasdiferencias de los valores de los esfuerzos prin­cipales desviatorios:

R = a2'-al' / a3'-al'

Presentamos aqui dos estaciones micro­tect6nicas localizadas cerca de la falla mayor. Laswluciones dei calculo dan claramente un estado deesfuerzos extensivo con un esfuerzo principal exten­sivo a3 de direccion NUO y NU5 (Fig. 10). El valorde R cambia bastante debido a la pequena profun­didad de los sitios.

Mas, la gravedad 0 una desviaci6n espacial de losesfuerzos (Armijo, 1986; Winter y Tapponnier,1989) pueden ser responsables de la direccion per­pendicular a la falla de a3.

CONCLUSIONES

A 10 largo de la falla de Giron-Santa Isabel losrasgos morfol6gicos debidos a la tectonica cuater­naria y activa son numerosos tales coma las diferen­tes generaciones de facetas triangulares, laconvexidad de la base dei escarpe, la forma de lascuencas de los rios, el desplazamiento de los caucesde los rios, la geometria en "copa de vino", los conosaluviales progresivamente basculados, los pieguesde arrastre de las terrazas aluviales cuaternarias ylas rupturas de superficie.

El anâlisis morfologico y estructural de la fallade Gir6n-Santa Isabel indica que esta region estâafectada por una extension NW-SE. El estado deesfuerzos tensional, con un esfuerzo principal exten­sivo a3 horizontal y de direccion NUO-NU5(aHmin), un esfuerzo principal intermedio 02 ho­rizontal y de direcci6n N20-N25 (aHmax) y un es-

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fuerzo principal compresivo al vertical (azz) ,produce la reactivaci6n de zonas de debilidad crus­tal pre-existentes tales como las fallas limitando lascuencas sedimentarias cenozoicas. La transici6nentre la tect6nica compresiva (Noblet et aL, 1988),y la tectonica extensiva actual ocurrio en el ümitePlioceno-Cuaternario. La direccion de extensi6n esexactamente perpendicular a las fallas que lirnitanel Graben Jambeli en el Golfo de Guayaquil.

Este estado de esfuerzos puede ser debido a laabertura dei Golfo de Guayaquil (Campbell, 1974;Pennington, 19R1: Burke y Mann, 1982; Moberly etal., 1982; Pindell y Dewey, 1982; Winter y Lavenu,1988, 1989a, 1989b) iniciada por 10 menos alMioceno, que crea en el Plio-Cuaternario un bordelibre suficiente para inducir el escurrimiento haciael NW de una parte deI sur dei Ecuador. Estadinâmica deI Golfo de Guayaquil es confrrmada porla retrogradaci6n, de oeste a este, de los sedimentosmiocénicos-cuaternarios (Benitez, 1986).

Agradecimientos

Este trabajo ha sido realizado en el marco deiConvenio establecido entre EPN, IPGH, CLIRSENY ORSTüM asi como el dei Acuerdo particularIFEA-ORSTOM. Este estudio no habria podido serrealizado sin el apoyo financiero del IFEA Y deORSTüM. Agradecemos especialmente a R.Marocco por su interés constante a 10 largo de esteestudio y por sus criticas pertinentes durante laredacci6n de esta publicaci6n.

REFERENCIAS

ARMlJü R. (1986)- Mécanismes des déformationsquaternaires au Tibet: cinématique de la collisionInde-Asie. Thèse Doct., Inst. Phys. Glob. Paris etUniv. Paris VII, 157 p.

ARMIJü R., CAREY E. & CISTERNAS A.(1982)- The inverse problem in microtectonics andthe separation of tectonic phases. Tectonophysics,82, pp. 145-160.

ARMIJü R. & CISTERNAS A. (1978)- Un pro­blème inverse en microtectonique cassante. C. R.Acad. Sci., Paris, Sér. D, 2137, pp. 595-598.

BENITEZ S. (1986)- Sintesis geol6gica dei GrabenJambeli. IV Congo Ecuat. de Geol. Min. y PetroLOctubre 1986, Quito, Tl, pp. 136-160.

WINTER ETAL.: FALLAS ACTIVAS EN EL SUR DEL ECUADOR

BONNOT D. (1984)- Néotectonique et Tectoniqueactive de la Cordillere Blanche et du Callejon deHuaylas, Andes Nordpéruviennes. These Uni­versité d'Orsay, 115 p.

BURKE K. & MANN P. (1982)- Did the pliocenePanama-south America cause internaI deformationof a previously rigid Caribbean plate? GeoI. Soc.Amer., Abstract with Programs, 14, 7, 456 p.

CABRERA J., SEBRIER M. & MERCIER J.L.(1987)- ,:"ctive normal faulting in High Plateus ofCentral Andes: the Cuzco Region (Peru). AnnalesTectonicae, Vol. l, No. 2, pp. 116-138.

CAMPBELL Cl. (1974)- Ecuadorian Andes in:Mesozoic-Cenozoic Orogenic Belts, Data forOrogenic Studies, ed. A. M. Spencer, London, GeoI.Soc., pp. 725-732.

CAREY E. & BRUNIER B. (1974)- Analysethéorique et numérique d'un modele mécaniqueélémentaire appliqué ci l'étude d'une population defailles. C.R Acad. Sci., Paris, 279, Sér. D, pp. 891­894.

CAREY E. (1976)- Analyse numérique d'unmodele mécanique élémentaire appliqué il l'étuded'une population de failles: calcul d'un tenseurmoyen des contraintes a partir des stries de glisse­ments. These d'état, Mem. Sc. Terre Univ. ParisSud, Orsay, 138 p.

CROSS TA. & PILGER RH. (1982)- Controls ofsubduction geometry, location of magmatic arc andtectonics of arc and back-arc regions. GeoI. Soc.Am. Bull., 93, pp. 545-562.

DALMAYRAC B. (1974)- Un exemple de tectoni­que vivante: les failles subactuelles du pied de laCordillere Blanche (Pérou). Cah. ORSTOM. Sér.GéoI., 6(1), pp. 19-27.

DALMAYRACB. & MOLNAR P. (1981)- Paralle1thrust and normal faulting in Peru and constaints onthe stare of stress. Earrh Phnet. Sci. Lett., 55, pp.473-481.

FEININGER T. & BRISTOW C.R. (1980)­Cretaceous and Paleogene geologic history of coas­tal Ecuador. GeoL Rdsch., Stuttgart, 69, pp. 849­874.

66

FROIDEVAUX c.I. & ISACKS B.L. (1984)- Themechanical state of the lithosphere in the Altiplano­Puna segment of the Andes. Earth Planet. Sci. Lett.,71, pp. 305-314.

HAMBLIN W.K. (1976)- Pattern of displacementalong the Wasatch Fault Geology, 4, pp. 619-622.

LAVENU A. (1986)- Etude néotectonique de 1'­Altiplano et de la Cordillere orientale des Andesboliviennes. These Doct. Sci., Univ. Paris-Sud,Orsay, 434 p.

LEBRAT M. (1985)- Caractérisation géochimiquedu volcanisme ante-orogénique de l'Occidentéquatorien: implications géodynamiques. Doc. etTrav. CGGM, 6, Montellier, France, 118 p.

LEBRAT M., MEGARD F. & DUPUY C. (1985a)­Pre-orogenic volcanic assemblages and position ofthe suture between oceanic terranes and the southamerican continent in Ecuador. Zbl. GeoI. Palaont.Teil 1, H 9-10, pp. 1207-1214.

LEBRAT M., MEGARD F., JUTEAU T. &CALLE J. (1985b)- Pre-orogenic volcanic as­semblages and structure in the western Cordillera ofEcuador between e40'S and 2°20'S. GeoI. Rdsch.,74, (2), pp. 685-713.

MEGARD F. & LEBRATM. (1986)- Geoqufmicade los conjuntos pre-orogénicos cretaceos y/o eoter­eiarios del Ecuador. Coloquio "Ecuador 86", Cul­tura. Rev. Banc. Centr. Ecuador, 1, pp. 171-182.

MEGARD F. & PHILIP H. (1976)- Plio-Quater­nary tectono-magmatic zonation and plate tectonicsin the Central Andes. Earth and Planet. Sei. Lett.,

33, pp. 231-238.

MEGARD F., ROPERCH P., LEBRAT M., LAJc., MOURIER Th. & NOBLET Ch. (1987)- L'~

Occident équatorien: un terrain océanique pacifi­que accolé au continent sud-américain. Bull. Inst.Fr. Et. And., XVI, 1-2, pp. 39-54.

MERCIER J.L., TAPPONNIER P., ARMUO R,HAN T. & ZHOU J. (1984)- Failles normales ac­tives au Tibet: preuves de terrain. Mission Franco­Chinoise au Tibet, C.N.R.S., Paris, pp. 413-422.

WI'.TER ET AL.: FALLAS ACnVAS EN EL SUR DEL ECCADOR

MOBERLy R., SHEPHERD G.L. & COUL­BOURN W.T. (1982)- Forearc and other basins,continental margin of northern and southern Peruand adjacent Ecuador and Chile. In: Leggett, J.K.,Trench-Forearc Geology: Sedimentation and Tec­tonics on Modern and Ancient Active Plate Mar­gins. Geol. Soc. London Spec. Pub., 10,576 p.

MOLNAR P. & TAPPONNIER P. (1978)- Activetectonics of Tibet. J. Geophys. Res., 83, pp. 5361­5375.

NI J. & BARAZANGI M. (1978)- Late cenozoictectonics of the Tibetan plateau. J. Geophys. Res.,83, pp. 5377-5387.

NOBLET Ch., LAVENU A. & SCHNEIDER F.(1988)- Etude Géodynamique d'un bassin in­tramontagneux tertiaire sur décrochements dans lesAndes du sud de l'Equateur: l'exemple du bassin deCuenca. Géodynamique, 3, (1-2), pp. 117-138.

PENNINGTON W.D. (1981)- Subduction of theeastern Panama basin and seismotectonics ofnorthwestern south America. J. Geophys. Res., 86,B 11, pp. 10753-10770.

PINDELL J. & DEWEY J.F. (1982)- Permo-trias­sic reconstrunction of western Pangea and theevolution of the Gulf of Mexico/Caribbean region.Tectonics, 1,2, pp. 179-211.

SEBRIER M., MERCIER J.L., MACHARE J.,BONNOT D., CABRERA J. & BLANC J.L.(1988)- The state of stress in an overriding platesituated above a fiat slab: the Andes ofCentral Peru.Tectonics, VII, 4, pp. 895-928.

SEBRIER M., MERCIER J.L., MEGARD F.,LAUBACHER G. & CAREY GAILHARDIS E.(1985)- Quaternary normal and reverse faulting andthe state of stress in the Central Peru. Tectonics, IV,7, pp. 739-780.

67

SUAREZ G., MOLNAR P. & BURCHFIELDB.e. (1983)- Seismicity, fault plane solutions, depthoffaulting and active tectonics ofthe Andes ofPeru,Ecuador and southern Colombia. J. Geophy. Res.,83, B12, pp. 10403-10428.

TAPPONNIER P., MERCIER J.L., ARMIJO R.,HAN T.L. & ZHOU J. (1981)- Field evidence foractive normal faulting in Tibet. Nature, 294, pp.410-414.

WALLACE R.E. (1977)- Prames and ages of ayoung fault scarps (North-central Nevada). GeoI.Soc. Am. BulL, v. 88, pp. 1267-1281.

WALLACE R.E. (1978)- Geometry and rates ofchange of fault generated range fronts (North­central Nevada). J. Res. U.S. Geol. Survey, v. 6, 5,pp. 637-650.

WINTER Th. & LAVENU A. (1988)- Evidenciasmorfol6gicas y microtect6nicas de una falla derumbo activa en la parte central deI Ecuador. Quin­to Congreso Ecuatoriano de Geologia, Minas,Petr6leos y Ciencias Afines. Loja, noviembre de1988.

WINTER Th. & LAVENU A. (1989a)- Tectoniqueactive en Equateur: Ebauche d'une nouvelleinterprétation géodynamique, Bull. Inst. Fr. And.,XVIII, 1, pp. 95-115.

WINTER Th. & LAVENU A. (1989b)- Mor­phological and microtcctonic evidence for a majoractive right lateral strike-slip fault across centralEcuador (South America). Aceptado por AnnalesTectonicae.

WINTER Th. & TAPPONNIER P. (1989)- Prèuvesmicrotectoniques d'une extension majeure anté­apenninique dans le centre de l'Italie. Sometido aBull. Soc. GéoI. France.

Winter Thierry, Iglesias R., Lavenu Alain (1990)

Presencia de un sistema de fallas activas en el sur del

Ecuador

Boletín Geológico Ecuatoriano, 1 (1), 53-67