En Ecuador, la Zona Subandina es un cinturón corrido y plegado, considerado una zona de transición entre rocas metamórficas de la cordillera Real y rocas sedimentarias de la cuenca Oriente [12]. Se compone del levantamiento Napo en el norte y la cordillera Cutucú en el sur, ambos consisten en dos grandes estructuras antiformes separadas por la Depresión Pastaza [23].

La secuencia sedimentaria del Cretácico incluye a las formaciones Hollín, Napo y Tena. La Formación Hollín se depositó en discordancia angular sobre un sustrato heterogéneo intensamente deformado y peneplanizado (Fig. 2), compuesto por rocas volcánicas y volcanoclásticas del Jurásico y Cretácico Inferior vinculadas a las formaciones Misahuallí y Chapiza; además, los intrusivos del Jurásico Medio [18]. Conglomerados de cuarzo y cuarzoareniscas dominan el Miembro Inferior de la Formación Hollín, mientras que, el Miembro Superior agrupa a limolitas arenosas, areniscas, lodolitas, con abundantes estructuras de marea [24]. La Formación Hollín guarda el registro de la transición desde ríos trenzados a ambientes costeros dominados por marea en el intervalo Aptiano a Albiano [18].

Figura 2 Fuente: Gráfico modificado de Gutiérrez et al., [15] y Gramal et al., [12].

La Formación Hollín transiciona en concordancia hacia la Formación Napo, acumulada durante varios ciclos de sedimentación (Fig. 2). Esta secuencia puede ser descrita en función a varios ciclos de sedimentación controlados por variaciones eustáticas en el intervalo Albiano a Maastrichtiano [25]. La secuencia del Albiano Superior es representada por el Miembro Napo Basal [17]. Un intervalo transgresivo fue reportado en la secuencia del Cenomaniano Inferior que incluye a los miembros Arenisca T, Caliza B, Lutitas Napo Medio [16,19]. La secuencia Turoniano a Santoniano incluye a los miembros: Arenisca M2, Caliza M2, Caliza M1 y Lutita Napo Superior [17]. Un marcador estratigráfico regional dentro del miembro Caliza M1 es el marcador L, que fue interpretado como una superficie de máxima inundación [26]. El Campaniano, es representado por el Miembro Arenisca M1 [17].

La Formación Tena descansa en disconformidad sobre la Formación Napo (Fig. 2), en su base se observan conglomerados gruesos, lutitas y limolitas. Hacia su parte media presenta intercalaciones de limolitas rojas, lutitas laminadas y paquetes de areniscas. Mientras que la parte superior de la secuencia es dominada por paquetes masivos de limolitas rojas con abundante bioturbación [28]. La Formación Tena fue depositada en el intervalo Maastrichtiano a Paleoceno [16] y representa a secuencias de sedimentos continentales que marcan el final de la sedimentación marina dentro de la cuenca Oriente, es decir, el comienzo de la sedimentación continental en la cuenca [17]. Este cambio probablemente ocurrió en respuesta al acelerado levantamiento de los Andes y marcó el cambio a un sistema de cuenca de antepaís [28]. Además, este periodo coincide con la colisión oblicua de la GPIC contra la margen noroccidental de Sudamérica registrada en el intervalo 70 a 73 Ma [29].

En el Cenozoico, la sedimentación en la cuenca Oriente está controlada por periodos de exhumación y erosión de los Andes [15]. Sobreyaciendo a la Formación Tena en disconformidad se deposita la Formación Tiyuyacu (Fig 2.), que consiste en gruesas secuencias de conglomerados, areniscas y limolitas multicolores, de origen fluvial asignadas al intervalo Eoceno Inferior a Eoceno Medio [30].

El levantamiento de información geológica incluyó: discriminación litológica, identificación de estructuras sedimentarias, documentación de superficies de erosión, descripción de arquitectura estratigráfica, asociación de facies, medición de espesores y recopilación de muestras de roca para análisis de laboratorio.

En los afloramientos tipo se recolectaron doce muestras (Tabla 1 y Fig. 3) que fueron utilizadas en secciones delgadas y analizadas mediante un microscopio petrográfico con luz polarizada, con el objetivo de identificar y cuantificar asociaciones minerales y describir su micro textura, siguiendo el procedimiento y los criterios descritos a detalle en Folk [31] y Greensmith [32]. En lo posterior, se calcularon las proporciones modales de cuarzo, feldespato y líticos. Los resultados fueron evaluados en diagramas binarios y ternarios de identificación litológica, análisis de proveniencia y discriminación de ambientes tectónicos.

Tabla 1

Muestra	WGS84-17S-UTM-X	WGS84-17S-UTM-Y
EC23-FT01	827600	9848464
EC23-FT02	827650	9848484
EC23-FT03	827516	9848341
EC23-FT04	827554	9848154
EC23-FT05	828080	9847725
EC23-FT06	828235	9847432
EC23-FT07	828150	9847790
EC23-FT08	828290	9847512
EC23-FT09	828231	9847201
EC23-FT10	828287	9847261
EC23-FT11	827999	9846782
EC23-FT12	827943	9846726

Fuente: Elaboración propia.

Figura 3 Fuente: Gráfico tomado de IIGE [22].

Los análisis geoquímicos incluyeron elementos mayores, menores, trazas y tierras raras de las doce (12) muestras (Tabla 1). En el procesamiento de las muestras de roca se utilizaron trituradoras y pulverizadoras con discos de carburo de tungsteno [33]. Para elementos mayores y elementos traza, se aplicó espectrometría de emisión óptica con plasma acoplado inductivamente ICP-OES, con digestión total 4 ácidos [34]. Para tierras raras se utilizó espectrometría de masas con plasma acoplado inductivamente, ICP-MS, con digestión por fusión alcalina [35]. Los análisis geoquímicos fueron realizados en el laboratorio de geoquímica del Instituto de Investigación Geológico y Energético del Ecuador y el Instituto de Geociencias de la Universidad de Sao Paulo de Brasil. Los datos reportados fueron evaluados en diagramas de discriminación litológica y tectónica, utilizando el software GCDKit 6.0 [36]

En el análisis de minerales pesados, se trabajó con 5 kg de muestras aproximadamente; cada roca fue triturada y tamizada en húmedo (63 a 350 micras). La fracción de materia orgánica fue disuelta en ácido acético al 10%, mientras que, la fracción calcárea se disolvió en ácido clorhídrico al 12%. La fracción libre de carbonatos y materia orgánica fue decantada en politungstato de sodio a una densidad de 2.9 g/cm³ [37]. El conteo de minerales se realizó en montajes de piperina (índice de refracción 2.67) bajo el microscopio petrográfico, se contaron 300 granos en cada muestra. Este número proporciona una estimación confiable de las proporciones de frecuencia de los diversos minerales pesados [38].

En las márgenes del río Anzu (UTM: 830 785, 9 846 028), la Formación Napo consiste en monótonas secuencias de lutitas negras con cementación calcárea y abundantes bivalvos intercaladas con calizas grises tipo mudstone y wackstone con restos de gasterópodos y bivalvos. En el sector Cavernas del río Anzu (UTM: 830 312, 9 846 040), la Formación Napo está cubierta en discordancia angular por niveles de areniscas de la Formación Tena (Fig. 3).

En la base de la Formación Tena se observan conglomerados de textura matriz y clasto soportados, polimodales, oligomícticos con clastos subredondeados a subangulares de areniscas, lodolitas y gránulos de cuarzo, moscovita, biotita y plagioclasa, además líticos elongados y aplanados de lodolitas y fragmentos subangulares andesíticos. Es común observar niveles con tenue imbricación e intervalos masivos (Gmm, Gcm, Gci en Fig. 4). Estos niveles se intercalan con areniscas líticas, de color café a gris, de grano medio a muy grueso, moderadamente sorteadas, con clastos subredondeados de cuarzo y lodolitas, con laminación paralela (Sl en Fig. 4), estratificación cruzada transversal y paralela (St y Sp en Fig. 4), gradación normal e inversa. Estos estratos tienen geometría cóncava, lateralmente discontinua y se distribuyen entre potentes estratos de limolitas arenosas rojas y violetas masivas (Fm en Figs. 4 y 5).

Figura 4 Fuente: Elaboración propia.

Figura 5 Fuente: Elaboración propia.

En la parte media de la Formación Tena, se observan secuencias estrato decrecientes de areniscas líticas, de color rojo y verde, de grano fino a medio, con líticos subredondeados de cuarzo y limolitas, con laminación paralela (Sl en Fig. 4), gradación normal, ripples de corrientes (Sr en Figs. 4 y 5) e intervalos masivos (Sm en Fig. 4). Estos niveles se intercalan con limolitas rojas, finas, laminadas (Fl en Fig. 4) y masivas (Fm en Fig. 4), con bioturbación tenue. El tope de la Formación Tena está dominado por, areniscas limosas grises, de grano fino, con ripples de corriente (Sr en Fig. 4), limolitas arenosas rojas laminación lenticular, laminación paralela (Fl en Fig. 4) e intervalos masivos (Fm en Figs. 4 y 5), con bioturbación intensa.

En la quebrada de Los Monos (UTM: 826 164, 9 844 215), limolitas rojas laminadas y masivas de la Formación Tena están cubiertas en disconformidad por secuencias estrato decrecientes compuesta por conglomerados de textura matriz y clasto soportados, monomícticos con altas proporciones de cuarzo vinculados a la Formación Tiyuyacu.

Se analizaron proporciones modales de cuarzo (Qz), feldespato (Fl) y líticos (L) de doce muestras de areniscas de la Formación Tena (Tabla 2 y Fig. 6). El set de muestras analizadas presenta textura psamítica, de grano medio a fino, pobre a moderadamente sorteadas, con clastos subangulares a subredondeados, de baja esfericidad, distribuidos en una matriz arenosa a arcillosa con cemento ferruginoso y silíceo.

Tabla 2

Muestra	Q	F	L	Total
EC23-FT01	223	35	42	300
EC23-FT02	235	29	36	300
EC23-FT03	220	49	31	300
EC23-FT04	215	39	46	300
EC23-FT05	231	37	32	300
EC23-FT06	217	37	46	300
EC23-FT07	218	44	38	300
EC23-FT08	221	41	38	300
EC23-FT09	211	34	55	300
EC23-FT10	212	35	53	300
EC23-FT11	208	36	56	300
EC23-FT12	227	44	29	300

Fuente: Elaboración propia.

Figura 6 Fuente: Elaboración propia.

Las concentraciones de cuarzo varían de 72% a 82%, también se observa feldespato potásico, microclina, ortoclasa y plagioclasa con concentraciones que varían desde 10% a 16%. Finalmente, la concentración de granos detríticos de moscovita, biotita y fragmentos líticos van desde 10% a 22%. De acuerdo con la composición mineral observada en el set de muestras analizado, estas areniscas pueden ser clasificadas como litoareniscas feldespáticas, arcosas líticas y sublitoareniscas (Fig. 6).

El set analizado se compone de doce muestras detríticas de tamaño de grano medio a fino (media Mz: 135um a 190um). En la muestra EC23-FT01 se analizó la matriz de la muestra (Gmm). Como se observa en la Tabla 3, el índice de alteración química (CIA) que evalúa el grado de meteorización química varía entre 35,67 a 62,93, y no es correlacionable con las proporciones Al₂O₃ y MgO. Esto indica un grado de meteorización baja a incipiente [40]. Al presentar valores aceptables y por debajo del límite óptimo establecido, los datos reportados pueden ser evaluados en diagramas de identificación litológica y discriminación tectónica.

La geoquímica de roca total del set de areniscas presenta altas concentraciones de SiO₂ (70,3% - 79,4%), K₂O (4% - 6,5%) y CaO (0,1% - 6,5%); pero bajos contenidos de Al₂O₃ (6,3% - 12,2%), Fe₂O₃ (0,7% - 3,7%), Na₂O (0,86% - 0,94%) y MgO (0,18% - 0,43%) comparado con corteza continental superior (UCC en Tabla 3). Cuando comparamos la geoquímica de óxidos mayores con la geoquímica reportada para la UCC [41], observamos que las concentraciones de TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, MnO, MgO, CaO, Na₂O y P₂O₅ muestran empobrecimiento en relación con la UCC (Fig. 7A).

La disminución de Na₂O (<1%) en las areniscas de la Formación Tena puede atribuirse a las bajas concentraciones de plagioclasa rica en Na, como se evidencia en el estudio petrográfico. Las concentraciones de K₂O y Na₂O, así como sus relaciones menores a 1, también son consistentes con las observaciones petrográficas, de acuerdo con las cuales se observa ortoclasa en la composición mineral. La correlación entre CaO y LOI (r = 0,86-0,96 en Tabla 3), sugiere que CaO se incorporan en la calcita en lugar de la plagioclasa.

Las concentraciones de metales de transición como Sc, V, Cr, Cu, Co, Ni y Zn muestran empobrecimiento con respecto a las reportadas para UCC (Tabla 3 y Fig. 7B), esto puede estar relacionado a la ausencia de minerales máficos o, disolución de cuarzo debido a que estos metales son débilmente correlacionables con SiO₂ [42]. Además, el empobrecimiento en las concentraciones de Sr observado en las muestras analizadas en relación con UCC es consistente con los bajos contenidos de plagioclasa Na [43]. Con respecto a las concentraciones de elementos de tierras raras, se observa enriquecimiento en las concentraciones de La, Eu, Gd, Yb con respecto a UCC, mientras las concentraciones de Ce, Pr, Nd, Sm, Tb, Dy, Ho, Er son significativamente menores en comparación con las de UCC (Tabla 3 y Fig. 7C).

Tabla 3

Muestra	EC23-FT01	EC23-FT02	EC23-FT03	EC23-FT04	EC23-FT05	EC23-FT06	EC23-FT07	EC23-FT08	EC23-FT09	EC23-FT10	EC23-FT11	EC23-FT12	UCC
Óxidos mayores (%)
SiO2	70,63	70,58	72,65	70,35	74,5	78,63	75,6	76,81	79,43	78,56	76,31	74,92	66,6
TiO2	0,59	0,55	0,35	0,39	0,7	0,56	0,47	0,64	0,44	0,52	0,6	0,53	0,64
Al2O3	10,31	9,94	6,41	6,35	12,23	9,99	7,28	10,83	8,42	9,86	10,26	9,26	15,4
Fe2O3	1,5	1,52	0,85	0,69	1,86	1,54	1,06	3,66	1,53	1,18	3,25	1,69	5,6
MnO	0,02	0,02	0,01	0,02	0,01	0,01	0,02	0,01	0,04	0,02	0,01	0,02	0,1
MgO	0,38	0,34	0,18	0,22	0,43	0,24	0,19	0,43	0,24	0,3	0,42	0,31	2,48
CaO	3,48	3,79	5,71	6,57	0,11	0,1	3,21	0,13	0,68	0,12	0,13	2,18	3,59
Na2O	0,92	0,93	0,93	0,89	0,94	0,86	0,86	0,93	0,88	0,92	0,93	0,91	3,27
K2O	6,33	6,58	4,6	3,99	6,55	5,83	5,14	5,32	5,36	5,85	5,38	5,54	2,8
P2O5	0,08	0,06	0,03	0,05	0,05	0,03	0,05	0,05	0,05	0,04	0,03	0,05	0,15
LOI	4,53	4,23	5,9	7,61	1,77	1,12	3,53	1,76	1,38	1,43	1,94	3,2	-
Total	94,24	94,31	91,72	89,52	97,38	97,79	93,88	98,81	97,07	97,37	97,32	95,41	-
CaO/LOI	0,77	0,89	0,97	0,86	0,06	0,09	0,91	0,07	0,49	0,08	0,07	0,68	-
CIA	49	46,8	36,31	35,67	61,67	59,54	44,15	62,93	54,89	58,87	61,44	51,76	-
Elementos Traza (ppm)
Sc	5,9	5,43	3,48	4,11	5,35	4,61	3,8	5,4	3,97	3,67	4,14	4,53	-
V	34,8	30,1	15,3	16,8	42,8	28	17,6	35,6	20,8	23,1	39,1	27,6	-
Cr	27,2	25,8	14,2	18,5	31,7	24,8	20,7	25,3	19,2	21,6	24,6	23,1	-
Cu	8,44	6,94	8	9,85	9,23	5,7	7,47	6,94	7,13	9,63	15,7	8,64	-
Co	4,79	6,37	1,97	1,81	1,75	1,93	3,5	7,62	4,5	7,1	5,22	4,23	-
Ni	7,26	7,84	3,46	4,37	6,18	4,7	5,03	9,42	8,49	5,99	10,9	6,69	-
Zn	13,8	14,2	21,9	11,3	12,2	23,4	9,81	10,8	13,9	11,3	15,6	14,4	-
Rb	120	116	77,3	75,8	131	108	86,2	109	99,8	117	112	105	84
Sr	34,9	47,9	57	54,6	30,2	26,4	43,6	27,4	28,6	28,9	27,3	37	320
Y	18,1	18,9	14,5	18,6	11,9	9,37	17,6	11,3	14,3	9,79	9,43	14	21
Zr	482	406	306	989	498	496	544	497	387	441	491	503	193
Hf	12	10,2	7,56	24,4	12,7	12,6	13,5	12,6	9,69	11,1	12	12,6	5,3
Ba	660	660	437	388	749	573	523	592	486	543	567	562	628
Pb	15,5	12	8,8	11,2	16,5	12	10,3	15,8	13,7	16	20,6	13,9	17
Th	8,89	7,97	4,78	9,71	9,72	8,28	8,28	8,62	6,72	7,69	8,21	8,08	10,5
U	1,88	1,89	1	2,06	1,81	2,03	1,77	1,94	1,54	1,66	1,82	1,76	2,7
Tierras raras (ppm)
La	19,7	18,3	11	17,3	19,8	15,3	16	18,5	13,7	15,1	14,3	16,3	31
Ce	34,3	33,8	20,5	33,9	33,8	28,6	31,4	31	30,2	36,6	24,7	30,8	63
Pr	4,06	3,96	2,58	4,13	3,9	3,18	3,75	3,73	3,26	3,08	2,79	3,49	7,1
Nd	14,8	14,5	9,41	15	13,6	10,9	13,9	12,4	12,2	10,6	9,28	12,4	27
Sm	2,86	2,93	2,04	3,03	2,4	1,91	2,92	2,21	2,59	1,97	1,64	2,41	4,7
Eu	0,61	0,64	0,47	0,61	0,48	0,39	0,6	0,46	0,56	0,39	0,33	0,5	1
Gd	2,68	2,74	2,07	2,76	1,74	1,45	2,72	1,71	2,24	1,51	1,25	2,08	4
Tb	0,47	0,51	0,37	0,46	0,3	0,25	0,46	0,3	0,41	0,25	0,22	0,36	0,7
Dy	2,75	3,05	2,14	2,64	1,81	1,51	2,67	1,71	2,46	1,56	1,35	2,15	3,9
Ho	0,65	0,73	0,49	0,66	0,46	0,38	0,62	0,41	0,57	0,38	0,38	0,52	0,83
Er	1,99	2,05	1,37	1,87	1,5	1,22	1,83	1,3	1,63	1,22	1,2	1,56	2,3
Tm	0,31	0,32	0,21	0,32	0,24	0,21	0,27	0,22	0,24	0,2	0,21	0,25	0,3
Yb	2,27	2,29	1,46	2,44	1,95	1,68	2	1,69	1,78	1,6	1,62	1,89	2
Lu	0,35	0,35	0,23	0,39	0,3	0,25	0,31	0,27	0,27	0,25	0,26	0,29	0,31

Fuente: Elaboración propia.

Figura 7 Fuente: Elaboración propia.

Como se observa en la Fig.8A, las relaciones SiO₂/Al₂O₃ y Fe₂O₃/K₂O de las muestras analizadas varían entre 6,09 - 11,33 y 0,17 - 0,69 respectivamente, esto es típico en arcosas [44]. Mientras que, usando el diagrama de clasificación geoquímica de Pettijohn et al., [45] las muestras analizadas son ploteadas en los campos de arcosa y subarcosa (Fig. 8b).

Figura 8 Fuente: Elaboración propia.

La asociación de minerales pesados fue analizada en doce muestras. Las muestras EC23-FT01, EC23-FT02, EC23-FT03 y EC23-FT04 pertenecen a la base de la secuencia y fueron recolectadas en la sección La Merced. Mientras que las muestras EC23-FT05, EC23-FT06, EC23-FT07, EC23-FT08, EC23-FT09 y EC23-FT10 fueron recolectadas en la parte media de Formación Tena en la sección Tinajas del río Anzu. Al tope de la secuencia se recolectaron las muestras EC23-FT11 y EC23-FT12, en la sección Santa Lucia. El set de muestras se caracteriza por altas concentraciones de circón y prehnita que varían de 18% a 26% y de 11% a 17% respectivamente. Concentraciones variables de apatito (8% - 10%), turmalina (7% - 9%), titanita (4%-10%), pumpellyíta (4% - 8%), moscovita (6% - 7%), rutilo (5% - 6%), anastaza (3% - 7%) y granate (3% - 6,6%) caracterizan al conjunto de muestras estudiado. Finalmente, monacita, hornblenda, biotita y epidota son asociaciones de minerales pesados que aparecen en bajas proporciones (Tabla 4 y Figs. 9-10).

Tabla 4

Muestra	Zr	Tur	Rt	Mnc	Ant	Ttn	Apt	Hnb	Msc	Bt	Epd	Pht	Ppy	Grn	Total
EC23-FT01	79	27	14	8	10	29	24	2	20	8	6	52	12	9	300
EC23-FT02	74	25	15	9	17	25	25	4	18	10	4	51	13	10	300
EC23-FT03	71	24	17	9	18	24	26	4	17	10	5	50	15	10	300
EC23-FT04	68	22	18	11	17	24	27	5	21	11	2	46	16	12	300
EC23-FT05	68	22	16	11	19	26	26	5	20	11	3	43	19	11	300
EC23-FT06	64	23	19	10	19	27	29	2	21	10	4	39	19	14	300
EC23-FT07	62	26	18	11	19	18	28	5	21	9	4	45	19	15	300
EC23-FT08	63	24	17	12	19	15	30	7	20	8	5	43	21	16	300
EC23-FT09	63	26	14	13	19	16	31	7	20	8	5	40	21	17	300
EC23-FT10	60	27	16	14	19	12	29	8	22	9	6	37	22	19	300
EC23-FT11	58	28	16	13	20	17	31	8	22	8	5	35	22	17	300
EC23-FT12	55	28	16	14	18	17	31	9	22	7	6	33	24	20	300

Zr: Circón, Tur: Turmalina, Rt: Rutilo, Mnc: Monacita, Ant: Anastasa, Ttn: Titanita, Apt: Apatito, Hnb: Hornblenda, Msc: Moscovita, Bt: Biotita, Epd: Epidota, Pht: Prehnita, Ppy: Pumpellyíta, Grn: Granate.

Figura 9 Fuente: Elaboración propia.

Figura 10 Fuente: Elaboración propia.

En la sección La Merced, la base de la Formación Tena es dominada por Gmm, Gcm y Gci, organizados en barras de grava, con tendencia grano decreciente, de geometría lobular, lateralmente continuos, distribuidos en planicies de inundación arenosas compuestos por Sl. Estas características son vinculadas a sistemas fluviales de ríos trenzados [20, 28, 46]. La parte media de la Formación Tena se expone de manera continua en las inmediaciones de Santa Lucia, en donde múltiples canales aislados y barras de punto, compuestos por secuencias estrato y grano decrecientes de Sp, Sr, Sl y Sm, distribuidos en planicies de inundación dominadas por estratos tabulares de Sm, Fm y Fl. Estas características pueden ser asociadas a sistemas fluviales dominados por ríos meándriformes [47]. La parte superior de la Formación Tena es dominada por estratos tabulares, lateralmente continuos, estrato y grano decrecientes compuestas por Sr, Fl y Fm. Estos niveles pueden ser vinculados a planicies de inundación limo-arenosas [47]. A nivel regional, la transición desde sistemas fluviales dominados por ríos trenzados a sistemas fluviales influenciados por ríos meándricos fue reportada anteriormente por [16,20,28].

A nivel regional, edades U-Pb en circones detríticos de la Formación Tena permitieron identificar zonas fuentes vinculadas a secuencia de rocas de las provincias ígneas Rondoniana-San Ignacio (1550 Ma - 1300 Ma), Río Negro Juruena (1800 Ma - 1550 Ma), Sunsas (1300 Ma - 900 Ma), al basamento andino (650 Ma - 250 Ma) y a un arco magmático andino del Cretácico Superior (90 Ma - 68 Ma) [15].

El diagrama triangular de Dickinson [48], considera las proporciones modales de cuarzo monocristalino (Qm), feldespato (f) y líticos (Li), observados en lámina delgada. Este diagrama fue utilizado para estudiar la proveniencia del set de muestras. El set de datos analizado fue ploteado mayoritariamente en el campo cuarzo reciclado y en menor proporción en los campos cratón transicional y mezcla (Fig. 11A). Anteriores investigaciones reportaron altas proporciones de cuarzo con proporciones menores de feldespato, líticos pelíticos y minerales arcillosos, estas proporciones pueden ser ploteados en el campo de cratón interior, cratón transicional y mezcla [49-52]. Las variaciones observadas en la composición mineralógica de las areniscas de la Formación Tena pueden estar vinculada a cambios laterales de facies o a variaciones en la paleogeografía a nivel regional [53].

Figura 11 Fuente: Elaboración propia.

En el diagrama de binario de funciones discriminantes de procedencia detrítica [54], el set de muestras fue ploteado en los campos de provincia sedimentaria reciclada y provincia ígnea ácida (Fig. 11B). Como se observa en la Fig. 11C, las relaciones entre Th, Hf y Co fueron ploteadas en los campos areniscas ricas en cuarzo provenientes de una fuente cratónica y areniscas feldespáticas provenientes de una fuente ácida [8].

Las concentraciones de circón, turmalina y rutilo en el concentrado de minerales pesados varia de 33% a 40% (Fig. 9), estas indican un grado de madurez intermedio y son diagnóstico de una fuente de origen cratónica [53]. Las concentraciones de prehnita y pumpellyíta varían entre 19% y 21% (Figs. 9-10), estas asociaciones minerales son características de rocas metamórficas de bajo grado. Las proporciones modales de minerales pesados pueden ser expresadas en función al índice rutilo/circón (RZi, [55]). Las proporciones entre turmalina y RZi, pueden indicar variaciones composicionales entre rocas fuente tipo metamórficas e ígneas con respecto a fuente cratónica, además la tendencia en el reciclaje de la muestra [56,57]. El set de muestras fue floteado en los campos de fuente cratónica y fuente ígnea acida, esta relación también indica un alto grado de reciclaje y tendencia gradual hacia sedimento maduro (Fig. 11D). Los índices granate/circón y apatito/titanita varían de 10 a 26 y 47 a 50 respectivamente, indicando la influencia de una fuente metamórfica influenciada por rocas pelíticas. Estos índices concuerdan con los resultados presentados previamente para rocas de la Formación Tena al norte del levantamiento Napo [53].

Las proporciones de cuarzo, feldespato y líticos observadas en lámina delgada resultan similares a las composiciones modales reportadas para márgenes pasivos (Fig. 12A), debido al importante imput de detrito cratónico retrabajado asimilado en la Formación Tena. Estos resultados concuerdan con las proporciones reportadas en anteriores investigaciones en la región Subandina [51-53].

Figura 12 Fuente: Elaboración propia.

Varios estudios han demostrado que la composición química de rocas clásticas es controlada por el ambiente de depósito vinculado a la configuración de la tectónica de placas, en consecuencia, las rocas clásticas de diferentes configuraciones tectónicas poseen firmas geoquímicas específicas y únicas de cada terreno [54,59]. Tres ambientes tectónicos fueron reportados en base a las relaciones modales de K₂O, Na₂O y SiO₂ [54]: 1) el margen continental pasivo, 2) el margen continental activo y 3) el arco de islas oceánicas. Las areniscas de la Formación Tena son caracterizadas por presentar altos valores en la relación K₂O/Na₂O, que varían de 4,5 a 7, con un promedio de 6,1, lo cual es típico para areniscas depositadas en márgenes continentales pasivas (Fig. 12B).

El enriquecimiento de MgO y Fe₂O₃ en sedimentos marinos es una característica ampliamente documentada en rocas detríticas [60]. El set de muestras analizado es caracterizado por bajos valores de MgO y Fe₂O₃, que varían de 0,18 a ,43 y de 0,7 a 3,6 respectivamente, además presenta altos valores en las relaciones SiO₂/Al₂O₃, entre 6,1 a11,3, lo que indican origen continental en rocas detríticas (Fig. 12C). Condiciones paleo climáticas pueden ser evaluadas en función al enriquecimiento de Al₂O₃ y álcali en función del contenido de sílice, que adicionalmente ofrece perspectivas sobre la madurez química de una roca detrítica [61]. El set de areniscas de la Formación Tena fue ploteado en el campo semiárido (Fig. 12D). Los elementos traza inmóviles también son útiles al discriminar el ambiente tectónico de rocas clásticas. Los diagramas más utilizados son La-Th-Sc y Th-Sc-Zr/10 [7], Las areniscas de la Formación Tena poseen composiciones similares a las descritas en otros contextos para márgenes continentales pasivos (Fig. 12E - F). Sin embargo, es importante considerar que estas firmas pueden ser heredadas de la roca fuente. En específico una margen constructiva, que considera fuertes periodos de exhumación de bloques tectónicos permite el retrabajamiento de zonas fuentes y el enriquecimiento en detrito heredado en zonas de depósito [1,7].

La gran provincia ígnea del caribe colisiono contra la margen continental sudamericana durante el Campaniano [16]. Este evento de acreción estuvo acompañado por un enfriamiento y una exhumación a lo largo del margen continental, registrado por edades termocronológicas de ⁴⁰Ar/³⁹Ar y trazas de fisiones, ocurrido entre los 75 Ma y 65 Ma en los Andes de Ecuador [62]. En la Amazonia, este evento controló la producción de detrito disponible para la sedimentación, debido a que las zonas fuente de detrito localizadas al oeste de la zona de estudio fueron expuestas [16]. La flexura a nivel cortical provocada en la zona de tras arco, controló el espacio disponible para la sedimentación y los esfuerzos compresivos en la zona Subandina provocaron la superposición o asimilación de escamas tectónicas exhumando a series sedimentarias de la cuenca Oriente en la orogenia andina [15]. Durante este período, la Cordillera Real habría evolucionado hacia un cinturón de pliegues y fallas (Fig. 13).

Figura 13 Fuente: Elaboración propia.

Los resultados presentados en esta investigación permiten vincular la zona fuente de sedimento de la Formación Tena a una fuente cratónica relacionada a provincias sedimentarias ricas en cuarzo, con alto grado de reciclaje y a rocas metamórficas de bajo grado de metamorfismo vinculadas a las facies prehnita-pumpellyíta, esto puede reflejar la exhumación y erosión de escamas tectónicas de la cuenca Oriente asimiladas en la cordillera Real, ubicadas al oeste de la zona de estudio. Las proporciones de granates no superan el 7% de la composición modal, sin embargo, se incrementan hacia el tope de la secuencia, lo que implica que rocas metamórficas de alta presión influenciaron el componente detrítico. Por otro lado, también se identificó la influencia de una fuente ígnea ácida, que podrían vincularse a intrusivos de la cordillera Real o a pulsos ígneos del Cretácico Superior (Fig. 13). Esto concuerda con interpretaciones de anteriores autores quienes afirman que el detrito de la Formación Tena fue derivado de la cordillera Real y del cratón Amazónico [15,16].