Introducción

El principal accidente morfológico de la margen noroeste sudamericana es los Andes del Norte, que en Ecuador mantiene una tendencia norte-sur e incluye dos cordilleras genéticamente distintas: la Cordillera Occidental, que se compone de rocas volcánicas máficas e intermedias y rocas intrusivas yuxtapuestas, principalmente con depósitos turbidíticos de edad Cretácico tardío a Oligoceno (^{Vallejo et al., 2009}, 2019; ^{Jaillard et al., 2009}); y la Cordillera Real, que representa un núcleo de rocas metamórficas paleozoicas y granitos mesozoicos exhumados (^{Litherland et al., 1994}; ^{Spikings et al., 2015}). Estas cordilleras están separadas por el valle Interandino que guarda el registro del volcanismo cuaternario, limitado al oeste por la falla Calacalí-Pujilí-Pallatanga (FCPP en Figura 1) y al este por la falla Peltetec (FP en Figura 1) (^{Litherland et al., 1994}). El sistema de fallas Palanda- Méndez-Cosanga (FPMC en Figura 1) representa el límite este de la Cordillera Real; al este de la FPMC se encuentra la Zona Sub-Andina (ZSA en Figura 1), la cual constituye el wedge-top andino, es decir, un cinturón deformado y exhumado, que registra el levantamiento de los Andes y su avance hacia el este en un sistema de cuenca de antepaís. Las rocas expuestas en la ZSA a su vez proporcionan información sobre las diversas secuencias sedimentarias de la Cuenca Oriente. La complejidad de la ZSA está relacionada con la propagación del frente orogénico sobre un sustrato heterogéneo heredado de paleogeografías preandinas (^{Ruiz et al., 2004}; ^{Baby et al., 2013}).

Con respecto a la estructura de la ZSA, ^{Dashwood y Abbotts (1990)}, ^{Balkwill et al. (1995)} y ^{Barragán et al. (2005)} proponen la presencia de una cuña orogénica de empuje, resultado de un complejo basamento sometido a diferentes periodos de deformación. ^{Ruiz et al. (2007)} indican que la ZSA se encuentra subdividida en dos zonas: una interior o proximal de muy alta deformación, que se caracteriza por la presencia de escamas tectónicas al oeste de la FPMC, y una zona exterior con estructuras de menor grado de deformación, en la cual predominan sistemas de cabalgamiento (levantamiento Napo al norte y levantamiento Cutucú al sur). Mediante secciones sísmicas, ^{Baby et al. (2013)} señalan que la deformación de la Cuenca Oriente se origina por un sistema de empuje de tipo piel gruesa, que se extiende desde la Cordillera Real hasta la falla Tiputini Oriental, que estaría relacionado con una zona de desprendimiento intrabasamento que se profundiza en la ZSA. Dentro de este contexto, la ZSA representa el frente de la faja de plegamiento y cabalgamiento, es decir, una zona de transición entre la Cordillera Real y la Cuenca Oriente, que involucra fragmentos canibalizados de la margen continental incorporados a la orogenia (^{Gutiérrez et al., 2019}).

En el límite entre la Cordillera Real y la ZSA, anteriores investigaciones reportaron de manera regional la presencia de rocas meta-sedimentarias indiscriminadas y asociadas a la Unidad Upano del Terreno Salado (^{INEMIN, 1990}; ^{BGS-CODIGEM, 1994}). En la vía desde Santiago de Méndez a Patuca, en el levantamiento Cutucú, ^{Jaillard et al. (1997)} sugieren que secuencias meta-sedimentarias podrían estar vinculadas genéticamente con rocas cretácicas de la Cuenca Oriente. Mientras que, en el trayecto de Baños a Puyo, ^{Pratt et al. (2005)} agrupan las rocas meta-sedimentarias en la Formación Margajitas, como un equivalente relativamente condensado de la secuencia Cretácica de la Cuenca Oriente, marcando un depocentro sedimentario en la ZSA, controlado por la subsidencia hacia el oeste bajo la FPMC. Sin embargo, en ninguna de estas campañas de cartografía geológica dichas secuencias fueron caracterizadas, por tanto, se desconoce la litoestratigrafía, el detalle petrográfico y los estilos de deformación de estas secuencias.

La FPMC representa el límite este de la División Salado de la Cordillera Real (^{Aspden y Litherland, 1992}; ^{Litherland et al., 1994}) y el límite oeste de las secuencias sedimentarias de la Cuenca Oriente, expuestas en la ZSA. Sin embargo, en recientes campañas de cartografía geológica (^{IIGE, 2019}), en el suroeste de la Cordillera Real, se documentó la presencia de areniscas y lutitas potencialmente asociadas a las formaciones Hollín y Napo al oeste de la FPMC (Figura 2).

Esta investigación presenta el detalle litoestratigráfico de la sección del río Miriumi (Figura 1), localizada al oeste de Sucúa (UTM: A: 803 732E, 9 735 456N; B: 819 925E, 9728 111N). Esta sección no ha sido reportada previamente, y tampoco ha sido incluida en el contexto geológico regional. En este trabajo se documentan estructuras sedimentarias y relictos de estructuras sedimentarias en rocas meta-sedimentarias, además, se presenta la caracterización petrográfica y el estilo de deformación de las secuencias Cretácicas y Paleógenas: Unidad Upano, Formación Hollín, Formación Napo y Formación Tena. Este trabajo presenta características físicas útiles en la identificación y discriminación en campo de secuencias sedimentarias, así como su deformación.

Figura 1 Mapa morfo-tectónico del Ecuador. A. Esquema tectónico de la margen noroeste sudamericana. B. Ubicación del área de estudio en el mapa morfo-tectónico del Ecuador. FCPP: falla Calacalí-Pujilí-Pallatanga; FP: falla Peltetec; FPMC: falla Palanda-Méndez-Cosanga. Modificado de ^{BGS-CODIGEM (1994)}, ^{INIGEMM (2017)} y ^{Vallejo et al. (2019)}. 

Figura 2 Esquema litoestratigráfico del sur de la Zona Sub-Andina. Modificado de ^{Gutiérrez et al. (2019)}. 

Contexto geológico regional

Metodología

En campo, la cartografía geológica se enfocó en la discriminación litológica a partir de la caracterización mineralógica, la descripción de la textura de las rocas, la identificación de estructuras sedimentarias y relictos de estructuras sedimentarias, la asociación de facies, la medición de espesores, la documentación de superficies de erosión, la recopilación de datos estructurales y el análisis litoestratigráfico. La discriminación de secuencias sedimentarias fue realizada a partir del concepto de “facies”, definido por ^{Walker (1990)} como un cuerpo de roca caracterizado por una particular combinación de litologías, estructuras físicas y biológicas que le confieren un aspecto diferente a los cuerpos de rocas adyacentes dentro de una secuencia continua. En lo posterior, se utilizó el concepto de “asociación de facies” empleando la metodología descrita a detalle por ^{James y Dalrymple (2010)}, con el fin de agrupar facies genéticamente relacionadas con un mismo ambiente de depósito.

A partir de la fotointerpretación de imágenes satelitales de alta resolución, se realizó el análisis estructural, con el fin de complementar la cartografía geológica en la zona de estudio (^{INEMIN, 1990}; ^{BGS- CODIGEM, 1994}; ^{IIGE, 2019}); de esta manera, se filtraron lineamientos de la cartografía regional y se redefinieron trazos de las fallas geológicas presentes en el área. Con respecto al levantamiento de datos estructurales en campo, se reconoció la vergencia de las estructuras plegadas y falladas según su geometría y el desplazamiento en distintos sectores del área de trabajo. El análisis cinemático está sustentado en la medición y procesamiento de 197 planos estriados de fallas, diaclasas y estratificación. Los datos fueron recolectados en 121 afloramientos de la Unidad Upano y las formaciones Hollín, Napo y Tena.

Los datos incluyeron rumbo, buzamiento y estratificación (Material Suplementario). En el análisis de la cinemática de cada estructura (falla, pliegue y diaclasa) se consideraron los indicadores descritos a detalle por ^{Petit (1987)}.

Resultados

Litoestratigrafía

4.1.1 Unidad Upano (JSU): al oeste de la FPMC aflora la Unidad Upano en forma de escamas y franjas tectónicas limitadas por fallas de rumbo norte- noreste, de alto ángulo (Figura 3), compuestas por facies meta-volcánicas (FMv) y facies meta-pelíticas (FMp). La parte inferior de la secuencia se compone de apilaciones verticales de estratos diaclasados de 20 m a 30 m (Figura 4; Figura 5A), compuestos por meta- andesitas porfiríticas, con plagioclasa (38%), epidota (28%), clorita (18%), hornblenda (16%) ± sericita (<10%) de grano fino a medio (Figura 5C-5D) y rocas verdes masivas con clorita (30%), epidota (25%), plagioclasa (15%) ± sericita (<10%) ± cuarzo (<5%) (FMv en Tabla 1; Figura 4). En menor proporción, se observan meta-brechas silicificadas, con fragmentos deformados de andesitas, rocas verdes y filitas; en la matriz se tienen altas proporciones de clorita (35%) y sericita (30%), con diseminación de sulfuros (<10%). También se observan fragmentos deformados y estructuras de reemplazamiento, calcita ± epidota que reemplaza a la hornblenda.

La parte superior de la Unidad Upano aflora al oeste de la falla A y al este de la falla F (Figura 3), consiste en paquetes inclinados con geometría tabular, lateralmente continuos de 1 m a 3 m (Figura 4; Figura 5B), de esquistos de color gris a verde con clorita (30%), minerales arcillosos (30%), cuarzo (20%), moscovita (10%) ± sericita (<10%) (FMp en Tabla 1; Figura 4; Figuras 5E-5F); también es común observar esquistos de illita (60%), calcita (30%) ± sericita (<10%) (Figura 5G-5H) y esquistos sericíticos. En menor proporción, se observan pizarras negras y filitas con abundante grafito intercaladas entre las facies de meta-pelitas (FMp en Tabla 1; Figura 4).

Figura 3 Mapa geológico de la sección del río Miriumi, Sucúa-Ecuador. Modificado de ^{IIGE (2019)}. 

Tabla 1 Resumen de facies documentadas en las unidades y formaciones en la sección del río Miriumi. 

Figura 4 Columna estratigráfica de la zona de estudio. A. Sección río Miriumi levantada en el presente estudio. B. Sección Chinimbini - río Upano, ubicada al sur de la zona de estudio tomado de ^{Jaillard et al. (1997)}. 

Formación Hollín (KH): en la margen este del río Upano, la Formación Hollín descansa en discordancia angular sobre la Formación Misahuallí, y la Formación Chapiza, en la margen norte del río Miriumi, cubre en discordancia a la Unidad Upano (Figura 4). El miembro inferior de la Formación Hollín (FHMI en Tabla 1) agrupa secuencias estratodecrecientes con estratos de geometría cóncava-convexa a tabular, lateralmente continuos de conglomerados con matriz-soportada (Figura 6A), monomícticos, con clastos bien redondeados de cuarzo y gradación normal (Gmg en Tabla 1, Figura 4). El miembro inferior de la Formación Hollín también incluye cuarzo-areniscas de grano grueso a medio, bien sorteadas, con gradación normal, estratificación cruzada transversal (St en Tabla 1) y paralela (Sp en Tabla 1, Figura 4, Figura 6B). En el tope del miembro inferior se observan areniscas de grano fino a muy fino, muy bien sorteadas, con estratificación cruzada, ripples de corriente y niveles masivos (Sm en Tabla 1, Figura 4). La mineralogía de estas facies está dominada por cuarzo (>95%), con bajas proporciones de moscovita (<5%) e illita (<2%). El espesor observado en campo del miembro inferior alcanza los 20 m en la margen norte del río Miriumi; mientras que su espesor en la margen oeste del río Upano alcanza los 50 m. Las direcciones de paleocorrientes indican transporte de sedimento hacia el noreste (Figura 4).

Figura 5 Afloramiento tipo y litofacies de la Unidad Upano. A. Secuencia de rocas meta-volcánicas. B. Secuencias de rocas meta-pelíticas. C. Meta-andesita con segregación de minerales. D. Sección delgada de meta-andesita en luz polarizada. E. Esquisto con estructuras S-C. F. Sección delgada de esquisto en luz polarizada G. Esquisto pelítico. H. Sección delgada de esquisto pelítico en luz polarizada. 

En las cercanías del poblado García Moreno, el miembro superior de la Formación Hollín (FHMS) se deposita localmente en onlap sobre el miembro inferior de la Formación Hollín, e incluye secuencias de estratos de geometría tabular, lateralmente continuos, compuestos por intercalaciones rítmicas de areniscas (IAL en Tabla 1, Figura 4; Figura 6C) de grano fino a muy fino, con laminación flaser (ALF en Tabla 1, Figura 4, Figuras 6D-6F-6G), ondulítica (ALO en Tabla 1, Figura 4; Figuras 6E), ripples bidireccionales (ARB en Tabla 1, Figura 4), superficies de reactivación, areniscas limosas con laminación lenticular (ALL en Tabla 1, Figura 4) y carbón (Figura 4). También se observan estratos de lodolitas masivas con restos de raíces y carbón, con buena continuidad lateral y geometría mantiforme de 50 cm a 2 m (Figuras 6D). La mineralogía de estas facies está dominada por cuarzo (65%); en menor proporción se observan illita (15%), carbón (10%) y moscovita (10%). En las proximidades al río Upano, el miembro superior presenta espesores cercanos a los 40 m, mientras que en las cabeceras del río Miriumi, su espesor no supera los 20 m (Figura 4).

Figura 6 Afloramiento tipo y litofacies de la Formación Hollín. A. Miembro inferior de la Formación Hollín. B. Arenisca gruesa con estratificación cruzada paralela. C. Miembro superior de la Formación Hollín. D. Arenisca fina con laminación flaser y lentes de carbón. E. Arenisca fina con laminación flaser, ondulítica y lenticular. F. Arenisca con laminación cruzada y laminación flaser. G. Sección delgada de arenisca en luz polarizada. H. Meta-arenisca con relictos de laminación cruzada y flaser. I. Sección delgada de meta-arenisca en luz polarizada. 

Facies deformadas de la Formación Hollín (KHD) afloran en forma de ventanas tectónicas, en zonas próximas a las fallas B y C (Figura 3); estas pueden ser observadas en continuidad a secciones no deformadas. Asimismo, se observan facies plegadas en el núcleo aflorante del pliegue anticlinal de Miriumi. Se documentaron secuencias métricas de 1 m a 3 m, inclinadas a subverticales de 50° a 80° de meta- areniscas y cuarcitas de grano grueso a fino, facies heterolíticas, finas intercalaciones rítmicas de cuarcitas y pizarras, con abundantes figuras ondulíticas. También se observan relictos de estructuras sedimentarias tipo laminación flaser y ondulitas, fragmentos de carbón e intervalos masivos sin estructura (Figuras 6H-6I).

Al sur del área de estudio, en las inmediaciones de Copal (UTM: 787 621E; 9 695 975N), se reconocen geometrías de barras mareales deformadas; en este sector se observaron cuarcitas masivas de grano fino a medio, intercalaciones con meta-areniscas y filitas con relictos de estructuras de marea: laminación ondulítica, ripples bidireccionales y superficies de reactivación. La mineralogía de estas facies está dominada por cuarzo (75%), sericita (15%) y, en menor proporción (10%), por moscovita, illita y grafito (Figura 6I).

Formación Napo (KN): aflora en las inmediaciones del poblado Miriumi, en forma de franjas aisladas de dirección noreste-suroeste, estratigráficamente limitada por la presencia de la Formación Tena hacia las partes altas (Figura 3). Agrupa secuencias estratificadas de lutitas negras con cementación calcárea (LC en Tabla 1, Figura 4, Figura 7A), niveles de calizas negras masivas (CM en Tabla 1, Figura 4; Figura 7A), calizas de textura wackstone y packstone (CW-CP en Tabla 1, Figura 4; Figura 7B-7C) y lutitas glauconíticas bioturbadas con improntas de amonites (LGF en Tabla 1, Figura 4; Figura 7D). Al oeste de Miriumi se documentaron lutitas laminadas con abundantes bivalvos y gasterópodos, incluyendo el bivalvo Inoceramus sp. y el amonite Harleites sp. (?). El espesor de la Formación Napo en el río Miriumi no supera los 30 m, mientras que en la margen oeste del río Upano el espesor de la Formación Napo alcanza 60 m (Figura 4).

En las cercanías a Miriumi, así como en las proximidades a las fallas A, B, C, D y E, se observan facies plegadas y deformadas de la Formación Napo (KND) (Figura 3), que incluyen intercalaciones entre lutitas negras con cementación calcárea, filitas negras y pizarras. También es frecuente la presencia de calizas grises masivas y calizas recristalizadas. Se observan ocasionalmente fragmentos de bivalvos Inoceramus sp., gasterópodos, amonites deformados e improntas de fósiles no identificados en niveles de meta-lutitas (Figura 7E). La mineralogía de las facies de lutitas, pizarras y filitas (Figura 6G) está dominada por la presencia de illita, calcita ± sericita (Figura 7F-7H), mientras que en calizas recristalizadas es frecuente la presencia de calcita ± dolomita.

Formación Tena (KTe): aflora en los flancos del pliegue anticlinal de Miriumi, en forma de bloques tectónicos erosionados con capas inclinadas a subverticales de 50° a 70° (Figura 3). La Formación Tena cubre en inconformidad a la Formación Napo (Figura 8A) e incluye apilaciones verticales de 2 m a 10 m de secuencias estratodecrecientes con geometría cóncava a convexa discontinuas (Figura 8B), conformadas por areniscas de grano muy grueso a medio, con gradación normal (AGG en Tabla 1, Figura 4), estratificación cruzada transversal (AGXT en Tabla 1, Figura 4) y paralela (AGXP en Tabla 1, Figura 4, Figura 8B). En menor proporción, se observan estratos de geometría tabular continua, de areniscas finas y limolitas arenosas con laminación paralela y niveles masivos, con abundantes clastos de lodolitas y materia orgánica (Figura 8C). Las direcciones de paleocorrientes indican transporte de sedimento hacia el este (Figura 4).

La parte media y superior de la secuencia se caracteriza por la presencia de estratos métricos de 1 m a 3 m, tabulares y mantiformes, lateralmente continuos de limolitas arenosas masivas de color rojo a violeta (LAM en Tabla 1, Figura 4 y Figura 8D), con laminación paralela (LL en Tabla 1, Figura 4 y Figura 8D), abundantes niveles masivos con materia orgánica (LAMC en Tabla 1, Figura 4 y Figura 8E) y ripples de corriente (LAR en Tabla 1, Figura 4 y Figura 8F). También se observan en esta parte de la secuencia estratos canalizados de areniscas de grano medio a fino, con estratificación cruzada (AGXT en Tabla 1, Figura 4), gradación normal (AGG en Tabla 1, Figura 4) y fragmentos de limolitas rojas. Secciones delgadas de areniscas de la Formación Tena muestran textura psamítica de grano medio a grueso, composición oligomíctica, con cristales subangulares a subredondeados de cuarzo (60%) y plagioclasa (10%), con proporciones relativas de minerales opacos (Figura 8G). Las limolitas arenosas con cemento ferruginoso muestran cristales de cuarzo, plagioclasa y abundantes óxidos de hierro (Figura 8H). El espesor de la Formación Tena observado en las proximidades a Miriumi corresponde a 65 m, y en las márgenes del río Upano su espesor disminuye a menos de 20 m (Figura 4).

Figura 7 Afloramiento tipo y litofacies de la Formación Napo. A. Intercalación de lutitas calcáreas y calizas masivas. B. Calizas de textura wackstone. C. Calizas de textura packstone. D. Impronta de amonite Harleites sp. (?) en lutitas glauconíticas. E. Resto de bivalvo Inoceramus sp. en arenisca limosa glauconítica. F. Sección delgada de lutita limosa en luz polarizada. G. Meta-pelita. H. Sección delgada de meta-pelita en luz polarizada. 

Geología estructural

La zona de estudio fue interpretada en el corte geológico-estructural “A-B” de dirección noroeste a sureste, comprendida desde el sector de los Altos del río Miriumi, en las estribaciones orientales de la Cordillera Real, hasta el margen este del río Upano en Sucúa, correspondiente a la ZSA (Figura 3). Las principales estructuras comprenden un sistema de fallas de rumbo andino casi norte-sur que forma fajas longitudinales paralelas. El perfil geológico estructural “A-B” se caracteriza por el desarrollo de tres estilos de deformación, descritos a continuación.

Zona corrida. Presenta el grado más alto de deformación observado en la sección, compuesta por rocas de la Unidad Upano, cuñas aisladas y bloques deformados discontinuos de las formaciones Hollín y Napo, limitada al este por la FPMC (Figura 3, Figura 9). Internamente, se observan cuñas o astillas tectónicas de corrimiento asociadas a las fallas A, B, C, E y FPMC (Figura 9), que presentan tendencia definida de nor-noreste a sur-suroeste (rumbo andino) con vergencia hacia el oeste formando ángulos que varían entre 42º a 58º (Figuras 9A1-9A2). En esta sección se observan fallas menores (fallas D y F), caracterizadas por un rumbo oblicuo y paralelo, respecto de las fallas anteriormente mencionadas y vergencia opuesta (buzamiento al este). Esta deformación coincide con el desarrollo de foliación de rumbo andino.

Figura 8 Afloramiento tipo y litofacies de la Formación Tena. A. La Formación Tena cubriendo en discordancia a la Formación Napo. B. Secuencia estratodecreciente de areniscas. C. Lodolitas masivas negras con abundante materia orgánica entre sets de estratos de areniscas con estratificación cruzada. D. Múltiples intercalaciones de limolitas rojas arenosas con areniscas limosas masivas. E. Niveles continuos de materia orgánica y carbón en paquetes de limolitas arenosas masivas. F. Areniscas limosas rojas con ripples y laminación cruzada. G. Sección delgada de arenisca de la Formación Tena en luz polarizada. H. Sección delgada de limolita arenosa de la Formación Tena en luz polarizada. 

Zona plegada. Se caracteriza por generar una megaestructura positiva denominada “anticlinal de Miriumi”, que afecta a secuencias sedimentarias de las formaciones Hollín, Napo y Tena (Figura 3, Figura 9). Esta sección limita con la FPMC al oeste y con la falla R al este, formando pliegues cerrados y volcados a diferentes escalas en varios sectores. En el flanco occidental del anticlinal se encuentran la FPMC y las fallas H, J, K y M (Figura 9), que tienen un rumbo andino casi norte-sur con una vergencia hacia el oeste formando ángulos que varían entre 50º a 70º; en el flanco oriental del anticlinal, las fallas O, P y R también conservan un rumbo andino, pero se diferencian por su vergencia hacia el este con ángulos que varían entre 45º a 60º (Figuras 9B1-9B2). En esta zona se observan fallas menores (fallas I, L, N y Q, en Figura 9), oblicuas a las fallas principales con un rumbo noreste a suroeste y vergencia hacia el sureste. El análisis de datos de estratificación presenta tendencia de rumbo andino con un grupo de estratos buzando hacia el este y otro grupo de estratos buzando al oeste, definiendo sus flancos y el eje del pliegue (Figuras 9C1-9C2).

En la zona plegada, los pliegues de arrastre son evidencia de estructuras de cabalgamiento que presentan un rumbo andino con buzamientos fuertes a verticales (60º a 90º). Localmente, se observa una falla inversa 261/56 (falla J, FC2-27), que afecta a estratos de areniscas de la Formación Tena y estratos de lutitas de la Formación Napo y genera un pliegue de arrastre (Figura 9, Figura 10A). En los flancos del pliegue, los estratos de areniscas intercalados con finas capas de lodolitas y limolitas laminadas (S₀: 285/44) definen la secuencia sedimentaria Cretácica-Paleógena (Figura 10B). En la Formación Napo, se evidencian rasgos estructurales en las lutitas negras como micropliegues (Eje: 85/86) y estructuras Riedel (Figuras 10C-10D), mostrando una cinemática inversa.

Figura 9 Esquema geológico estructural (NO-SE) interpretado en las formaciones jurásicas, cretácicas, terciarias y cuaternarias presentes en el tramo río Miriumi-río Upano, Sucúa, Morona Santiago. 

Zona basculada. Está restringida al este de la zona de estudio y limitada por la falla R al oeste, se encuentra afectando a las rocas de las formaciones Hollín, Napo, Tena, Mesa/Mera y depósitos cuaternarios. Internamente, se observan bloques delimitados por las fallas R, S, T y por el río Upano con un rumbo andino y vergencia hacia el este, formando ángulos entre 60º a 80º; estos bloques se encuentran basculados sobre su propio eje (Figuras 9D1-9D2).

Figura 10 Sección estructural en el sector del río Miriumi, Sucúa, Morona Santiago. Estructuras geológicas menores presentes en las formaciones Napo y Tena. A. Pliegue de arrastre en el sector de Miriumi (UTM: 809 069E, 9 732 932N). B. Arquitectura estratigráfica de la Formación Tena. C. Micropliegues en la Formación Napo. D. Estructura Riedel con cinemática inversa. 

Discusión

A nivel regional, en la sección del río Miriumi, anteriores campañas de cartografía geológica incluyeron dentro de la Unidad Upano segmentos deformados y no deformados de la Cuenca Oriente (^{INEMIN, 1990}; ^{BGS-CODIGEM, 1994}), en específico a las formaciones Hollín, Napo y Tena; estos trabajos consideraron a la FPMC como un límite de terreno entre secuencias metamórficas de la Cordillera Real y secuencias sedimentarias de la Cuenca Oriente. En estos no se consideró el registro de estructuras sedimentarias ni la arquitectura estratigráfica de dichas secuencias.

En el presente estudio, siguiendo la descripción inicial de ^{Litherland et al. (1994)}, en la Unidad Upano se agrupan secuencias volcánicas metamorfoseadas (FMv), que incluyen meta-andesitas, meta-brechas, rocas verdes y esquistos verdes, intercaladas con rocas meta-sedimentarias (FMp), que reúnen principalmente a filitas y cuarcitas deformadas. Se considera que en facies meta-volcánicas las principales características físicas para su identificación son los relictos de textura porfirítica, los fenocristales deformados y las estructuras de remplazamiento en meta-andesitas. La litología y la asociación mineralógica reportada en FMp concuerdan con un protolito sedimentario rico en minerales arcillosos y con proporciones variables de cuarzo (^{Bucher y Grapes, 2011}), relacionado probablemente con argilitas arenosas con abundante materia orgánica (^{Litherland et al., 1994}; ^{Blanco-Quintero et al., 2014}). En asociación FMp y FMv se describen secuencias de bajo grado de metamorfismo con facies de sub-esquistos verdes, probablemente relacionadas con la dinámica regional (^{Pratt et al., 2005}).

La Formación Hollín se desarrolla en discordancia angular sobre un basamento heterogéneo (^{Romero, 2018}); en la ZSA se ha reportado previamente el contacto discordante entre la Formación Hollín y 1) el batolito de Zamora (^{Romero et al., 2019a}), 2) la Formación Chapiza (^{Jaillard et al., 1997}; ^{Drobe et al., 2013}; ^{Romero, 2018}), 3) la Formación Misahuallí (^{Litherland et al., 1994}), 4) el granito Abitagua (^{Pratt et al., 2005}), 5) la Formación Santiago (^{Baby et al., 2013}) y 6) en la zona de estudio la Formación Hollín cubre en discordancia a la Unidad Upano y a las Formaciones Chapiza y Misahuallí. La discordancia angular en la base de la Formación Hollín corresponde a una superficie de erosión de jerarquía regional, producto de la deformación del sustrato previo al depósito de la Formación Hollín (^{Balkwill et al., 1995}; ^{White et al., 1995}; ^{Jaillard et al., 1997}; ^{Pratt et al., 2005}; ^{Romero et al., 2019a}).

La Formación Hollín puede dividirse en dos miembros; el miembro inferior incluye a conglomerados de cuarzo, cuarzo-areniscas, areniscas limosas. La continuidad lateral de estratos de morfología cóncava-convexa a tabular expresa acreción lateral de canales y barras (^{Bridge y Lunt, 2006}; ^{Parker et al., 2013}). No se documentaron facies finas que correspondan a planicies de inundación o depósitos de desbordamiento (^{Miall, 2014}). La amplia gama de estructuras sedimentarias de corriente, tendencias estratodecrecientes y granodecrecientes, indica que el ambiente de depósito del miembro inferior de la Formación Hollín se vincula a sistemas fluviales de ríos trenzados; esta interpretación concuerda con las propuestas por ^{White et al. (1995)}, ^{Shanmugam et al. (2000)} y ^{Romero (2018)}.

La arquitectura estratigráfica observada en el miembro superior está dominada por estratos tabulares lateralmente continuos y convexos; la amplia gama de estructuras sedimentarias de corriente bimodal documentada (laminación lenticular, flaser, ondulítica, ripples bidireccionales, superficies de reactivación, múltiples intercalaciones rítmicas entre areniscas y limolitas con materia orgánica) indica que el ambiente de depósito del miembro superior de la Formación Hollín está vinculado a ambientes costeros influenciados por mareas (^{White et al.,1995}; ^{Shanmugam et al., 2000}; ^{Romero, 2018}).

Facies deformadas de la Formación Hollín están relacionadas geográficamente con sistemas de fallas regionales y pueden ser observadas en proximidad a facies no deformadas. En cuarcitas y meta-areniscas se identificaron relictos de laminación cruzada, flaser, ondulítica, lenticular, ripples y figuras ondulíticas deformadas. De acuerdo con estas características, KHD expresa bajo grado de metamorfismo, relacionado con estructuras regionales (^{Bucher y Grapes, 2011}).

La interpretación de la Formación Hollín que se presenta en este artículo coincide con ^{White et al. (1995)}, ^{Shanmugam et al. (2000)} y ^{Romero (2018)}, quienes afirman que el registro estratigráfico de la Formación Hollín marca la transición desde planicies fluviales a ambientes marino costeros influenciados por mareas en el intervalo Aptiano-Albiano en el Cretácico superior.

La Formación Napo agrupa intercalaciones de lutitas calcáreas, calizas y areniscas glauconíticas, con abundante fauna de plataforma marina del Cretácico superior (^{Jaillard et al., 1997}). Es importante considerar que bloques deformados de la Formación Napo (probablemente por la dinámica de las fallas regionales) han sido observados en continuidad a secuencias no deformadas. Al sureste del área de estudio, en las márgenes del río Upano y en el sector de Chinimbini, ^{Jaillard et al. (1997)} describen a detalle la Formación Napo (Figura 4B), en donde reportan la presencia de bivalvo Inoceramus sp. y amonite Harleites sp. (?); estas especies han sido identificadas en estratos deformados de la Formación Napo en el río Miriumi.

Sobreyaciendo a la Formación Napo descansa en discordancia la Formación Tena, constituida por intercalaciones de areniscas medias a finas y limolitas multicolores. La arquitectura estratigráfica observada en la Formación Tena es concordante con depósitos de canales aislados entre planicies de inundación; no se identifican figuras de amalgamación lateral. Por otro lado, la abundancia de estructuras sedimentarias de corriente y la tendencia granodecreciente y estratodecreciente, junto con la amalgamación vertical, son comunes en point-bar o barras de punto (^{Miall, 2014}). Facies finas de limolitas arenosas con laminación paralela y ripples de corriente son asociadas a planicies de inundación limosas (^{Donselaar y Overeem, 2008}). Barras de punto aisladas en planicies de inundación son figuras comunes en sistemas aluviales meándricos (^{Miall, 2014}; ^{Romero et al., 2019b}).

Tomando en cuenta la dirección de paleocorriente de la Formación Hollín (hacia el noreste) y de la Formación Tena (hacia el este), se puede afirmar que existe un cambio en la posición geográfica de la fuente de detrito, marcada por lo menos desde el Paleoceno. Esta observación coincide con los planteamientos de ^{Ruiz (2002)}, ^{Vallejo et al. (2017)} y ^{Horton (2018)}, quienes reportan un cambio en la polaridad de sedimentación a finales del Cretácico superior, ubicando al este la posición geográfica de la fuente de detrito y asociando esta secuencia al depósito de sistemas aluviales en el Paleoceno. El hecho de que la fuente de detrito se ubique al este de la zona de estudio implica periodos de exhumación en la Cordillera Real.

Con respecto a la construcción de la Cordillera Real, ^{Litherland et al. (1994)} proponen varios periodos de acreción durante su evolución (evento Moromoro- Tres Lagunas y evento Peltetec). Este modelo implica la colisión de múltiples terrenos alóctonos contra la margen continental, razón por la cual se considera a la FPMC como límite de terrenos. En este contexto, se asume a la FPMC como el borde oeste del cratón sudamericano, restringiendo la presencia de rocas de la Cuenca Oriente al oeste de FPMC y considerándola además como una zona de sutura (^{INEMIN, 1990}; ^{Litherland et al., 1994}; ^{BGS-CODIGEM, 1994}).

Por otro lado, ^{Dashwood y Abbots (1990)}, ^{Balkwill et al. (1995)}, ^{Barragán et al. (2005)} y ^{Baby et al. (2013)} discuten la estructura de la ZSA y proponen la presencia de un sistema de deformación tipo piel gruesa (thick- skinned thrust), que estaría relacionado con una zona de desprendimiento intrabasamento que se profundiza bajo la ZSA, incorporando la presencia de una cuña orogénica de empuje. ^{Baby et al. (2013)} describen tres dominios tectónicos: el subandino, corredor Sacha Shushufindi y el sistema invertido Capirón Tiputini. ^{Gutiérrez et al. (2019)}, en función de consideraciones litoestratigráficas y del análisis de zonas fuentes de detrito (a partir de edades U/Pb en circones), plantean la canibalización y exhumación progresiva de los depósitos mesozoicos más occidentales de la Cuenca Oriente, incluyendo las formaciones Hollín y Napo. Los modelos de canibalización de márgenes continentales o cuenca de foreland consideran la generación de sistemas de cabalgamiento a partir de la evolución de pliegues de arrastre a sistemas de corrimientos (^{Swift y Thorne, 1991}; ^{Hodgin et al., 2021}); también consideran la incorporación y deformación de secciones de la cuenca de foreland en la orogenia, a partir de múltiples cabalgamientos, y la propagación de la deformación hacia el interior de la margen debido a sistemas de empuje (^{Sagripanti et al., 2012}; ^{Chiocci y Casalbore, 2017}). En estos sistemas, la tasa de desplazamiento vertical supera a la tasa de acortamiento horizontal (^{Brandes y Tanner, 2014}).

La sección del río Miriumi es controlada por un sistema de fallas regionales de cinemática inversa, donde se generan fallas de cabalgamiento con un rumbo norte-sur que varía de nor-noreste a sur-suroeste y buzamientos fuertes a verticales (60° a 90°), lo cual se evidencia en el pliegue de arrastre que se desarrolla entre las formaciones Napo y Tena. También es común la presencia de fallas normales, a partir de las cuales bloques tectónicos son basculados. Estas fallas pueden estar vinculadas a la inversión tectónica de estructuras desarrolladas durante el rift del Jurásico medio a superior (^{Vallejo et al., 2021}).

Datos litoestratigráficos, sedimentológicos y estructurales descartan la interpretación de la FPMC como límite de terreno y concuerdan con los modelos de canibalización de cuencas de foreland. Esta interpretación también coincide con ^{Pratt et al. (2005)}, quienes reportan la incorporación de bloques de la Cuenca Oriente en el extremo este de la Cordillera Real, en la sección Baños a Puyo, en donde la Formación Margajitas agrupa meta-areniscas y meta-lutitas que cubren en discordancia a la Unidad Upano. Finalmente, ^{Gutiérrez et al. (2019)} proponen que la edad de reciclaje o canibalización de secuencias Cretácicas corresponde al intervalo Paleoceno a Eoceno; esta edad se relacionaría también con la incorporación de secuencias Cretácicas de la Cuenca Oriente (formaciones Hollín y Napo) en el orógeno andino.

Conclusiones

Esta investigación discriminó secuencias sedimentarias y meta-sedimentarias de la Cuenca Oriente, asimiladas en la orogenia andina y anteriormente cartografiadas dentro de la Unidad Upano de la Cordillera Real. Al oeste de la FPMC se identificaron y caracterizaron las formaciones Hollín, Napo y Tena.

En la Unidad Upano se discriminaron y caracterizaron dos facies: rocas meta-volcánicas que incluyen a meta-andesitas porfiríticas con estructuras de reemplazamiento y fenocristales deformados, rocas verdes y meta-brechas silicificadas con fragmentos volcánicos deformados; y las meta-pelitas que incluyen esquistos de illita, calcita, sericita, esquistos de clorita y esquistos sericíticos, y en menor proporción se observan pizarras negras y filitas. En asociación, estas facies describen bajo grado de metamorfismo, facies de sub-esquistos verdes relacionadas con la dinámica regional.

En la Formación Hollín pueden discriminarse dos miembros: el miembro inferior que agrupa secuencias estratodecrecientes compuestas por conglomerados de cuarzo y cuarzo-areniscas con gradación y estratificación cruzada, y el miembro superior que contiene areniscas limosas con laminación flaser, ondulítica, lenticular, ripples bidireccionales, superficies de reactivación y múltiples intercalaciones de limolitas con materia orgánica. En facies deformadas se observan relictos de las estructuras antes mencionadas. La mineralogía de estas facies está dominada por cuarzo, moscovita, en menor proporción illita y materia orgánica.

La Formación Napo se compone de lutitas negras calcáreas fosilíferas intercaladas entre paquetes de calizas wackstone y packstone y esporádicos niveles de areniscas glauconíticas. Facies deformadas incluyen meta-lutitas, filitas, pizarras con cementación calcárea y calizas masivas recristalizadas en donde se documentaron amonites Inoceramus sp. y Harleites sp. (?). La Formación Napo está cubierta en discordancia angular por la Formación Tena, que incluye areniscas con gradación normal, estratificación cruzada transversal y paralela, intercaladas con areniscas limosas multicolores con laminación paralela, laminación cruzada y ripples de corrientes y limolitas arenosas con materia orgánica.

En la sección del río Miriumi fueron documentados tres estilos de deformación:

La presencia de bloques y escamas compuestas por secuencias Cretácicas y Paleógenas (formaciones Hollín, Napo y Tena) de la Cuenca Oriente en el frente de la cuña orogénica, afectadas por zonas de corrimiento y pliegues de arrastre, indica que la FPMC no constituye un límite de terreno entre secuencias metamórficas de la Cordillera Real y secuencias sedimentarias de la Cuenca Oriente. Estos datos coinciden con la presencia de una zona de propagación de la deformación en el frente de la cuña orogénica, lo que concuerda con el modelo de canibalización de secuencias de foreland.