«Continentes arcaicos»
Chilenia fue un antiguo microcontinente o terrano que afectó a muchas de las rocas más antiguas del centro de Chile y el oeste de Argentina. Una vez separado por la corteza oceánica del terrano Cuyania al que acrecionó hace unos 420-390 millones de años cuando Cuyania ya se había amalgamado con Gondwana.
La evolución tectónica de los Andes Centrales del Sur (18S-40S) segmento será discutida dentro de las cuatro etapas principales descritos por Mpodozis y Ramos (1989) y Ramos (2001).
Proto-Gondwana, Y EL CICLO PAMPEANA orogénicos
El supercontinente Gondwana formado por acreción y amalgama de diferentes terrenos de edad Arcaica-Proterozoico, como resultado de la Panafricano-Brasiliano orogenia (Brito Neves et al., 1999). Estos bloques incluyen parte de la Antártida, Australia, la India, África y el escudo guayanés-brasileña. La posición de este Super continente estaba cerca del Polo Sur y el bloque sudamericano se compone de tres cratones principales: Amazonia, Río de la Plata y San Francisco (Figura 1).
Figura 1: provincias corticales de América del Sur. AM: cratón amazónico; SF: Sao Francisco cratón; RP: Cratón del Río de la Plata; SL: fragmento cratónica Sao Luis; LA: fragmento cratónica Luis Alves.De Cordani y Sato (1999).
El terreno Pampia se acreción durante finales del Proterozoico -Early Cámbrico al Cratón del Río de la Plata durante la orogenia pampeana (~ 530 Ma, Rapela et al., 1998) (Fig. 2, 3). También durante la orogenia pampeana la Terrane Arequipa-Antofalla chocó con el cratón amazónico. Durante el Ordovícico Cámbrico y principios de este bloque se separó del continente y más tarde se fusionó en tiempos tardíos Ordovícico (oclóyica orogenia) (Bahlburg y Hervé, 1997).
Figura 2: Reconstrucción de la protomargin de América del Sur (~ 530 Ma). La acreción del terreno Pampia marcó el inicio de la orogenia pampeana durante el Cámbrico temprano. AAC: Arequipa-Antofalla cratón; RAC: Rio Apas cratón; RPC: Cratón del Río de la Plata. (De Rapela et al., 1998).
Figura 3: Precámbrico a la evolución del Paleozoico Temprano de la Sierra el área de San Luis, Oriente Sierras Pampeanas. El Terrane pampeana se interpreta aquí como un fragmento desprendido del Cratón del Río de la Plata. De Gosen et al. (En prensa).
Sótano Precámbrico
En los Andes de Chile y Argentina una serie de rocas precámbricas se han descrito (Figura 4). Para entender mejor la evolución geológica de los Andes Centrales, seguimos las subdivisiones presentados por Mpodozis y Ramos (1990).
Figura 4: Mapa de las principales Precámbrico y Paleozoico primeros afloramientos en N. Chile y noroeste de Argentina. AM: Macizo de Arequipa; Br: Berenguela; B: Belen-Tignamar; U: Uyarani; CC: Cumbres Calchaquíes; SA: Sierra de Ancasti; SF: Sierra de Fiambalá; SC: Sierra de Córdoba. Modificado de Lucassen et al. (2000).
Segmento del Norte (18S-28S)
En el segmento norte del basamento precámbrico se puede dividir en dos grandes grupos: metasedimentos de bajo grado (cinturón Puncovicana) y de alto grado de rocas metamórficas.
a) Puncoviscana Belt es una secuencia sedimentaria compuesta principalmente de turbiditas-flysh como siliciclásticas y calizas micríticas aguas poco profundas menores con lentes de conglomerado grueso locales y afectadas por metamorfismo de bajo grado (Omarini et al., 1999). Continúa en Bolivia en el cinturón Tucavara y separa el bloque de Arequipa del Cratón Amazónico (Ramos, 2000). Omarini et al., (1999) ha señalado que el cinturón Puncoviscan formado como una cuenca intracontinental con suites ígneas bimodales como consecuencia de la ruptura continente Rodinia Súper en ~ 800 Ma. El cinturón Puncoviscan se entrometió por granitos sin- y post-orogénicos durante la orogenia Tilcaric (Cámbrico Temprano-Medio). Edades radiométricas de estas intrusiones van 564-453 Ma.
b) El medio a alto grado de rocas metamórficas de edad precámbrica están expuestos principalmente en la Cordillera de la Costa, pero también afloramientos aislados se puede encontrar en la Puna y la Cordillera de Domeyko. Algunas de estas exposiciones son: Belen, Quebrada Choja (Sierra de Moreno), Península de Mejillones y Salar de Navidad en Chile (Damm et al., 1994). Belen y Sierra Moreno son probablemente las extensiones del macizo de Arequipa y Mejillones y Navidad son probablemente parte de la sospecha Terrane Mejillonia (Ramos, 1988, 2000) (Figura 6), aunque Omarini et al (1999) consideran Mejillonia y los terrenos Precordillera como solo bloque (Figura 18).
Figura 5: Detalle mapa de las principales unidades del Paleozoico precámbricos y primeros en el noroeste de Argentina. 1: Salar Centenario; 2: Salar Salar Ratones y Diablillos; 3: Salar del Hombre Muerto;4: Laguna Blanca; 5: Cerro Blanco; 6: Salar de Antofalla; 7: El Jote y El Peón; 8: Cafayate; 9: Río Anchillo - Quebrada Quilmes. > Desde Lucassen et al. (2000).
Figura 6: unidades sótano del Precámbrico y Paleozoico temprano en el norte de Chile. Edades radiogénicos se indican en la caja. V: intrusión volcánica; M: sobreimpresión metamórfica, p denota metamorfismo pico yr metamorfismo retrógrado; I: evento intrusivo; Z: edad de circón trazas de fisión; A: edad trazas de fisión apatita. De Damm et al. (1994).
Segmento central (28S-36S)
El sótano en esta área incluye el Terrane compuesto Cuyania y la Terrane Chilenia. El terreno Cuyania está formado por la Precordillera y los terrenos de Pie de Palo.
Famatiniano orogénicos CICLO (Ordovícico Temprano - Carbonífero)
La principal característica de este ciclo orogénico es la fusión de varios terrenos a theGondwanian protomargin. La naturaleza de estos terrenos es en algunos casos exótico, probablemente derivado de Laurentia, y para-autóctona. La evidencia existente respecto de la acumulación Terrane durante este tiempo es la presencia de secuencias ofiolíticas interrumpidas y rocas calcialcalinas dentro del continente y más de 500 km de la presente zanja. Los ofiolitos interrumpidos sugieren la presencia de una cuenca oceánica entre el margen de Gondwana y estos terrenos.
Dos eventos diastróficos son parte del Ciclo famatiniano:
a) oclóyica orogenia (Media hasta finales del Ordovícico)
b) Chanic orogenia (Temprano a Medio Devónico)
Cámbrico - Ordovícico Temprano
Este período se caracteriza por la extensión, hundimientos, actividad magmática y deformación (Figura 7).
Figura 7: la reconstrucción global para mediados de Cámbrico. A: Arequipa-Antofalla; Fa: JPGatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Segmento del Norte (18S-26S)
Dos arcos magmáticos se han descrito en la Puna
a) Faja eruptiva Occidental (FEW): arco magmático occidental desarrollado en el bloque Arequipa-Antofalla, y
b) Faja eruptiva Oriental (FEE): arco magmático oriental desarrollado sobre la margen occidental del terreno Pampia.
Figura 8: Generalizada perfil que muestra la evolución del Paleozoico en 23-25S. > A partir de Ramos (1988).
Una extensa cuenca del Ordovícico formó al oeste del bloque Arequipa Antofalla y estaba lleno de turbiditas y en menor grado con las rocas volcánicas de la FEE (Figuras 9, 10).
Figura 9: reconstrucción Global para Ordovícico Temprano. A: Arequipa-Antofalla; Fa: Famatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Figura 10: reconstrucción Global para Ordovícico Temprano-Medio. A: Arequipa-Antofalla; Fa: Famatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Todas estas rocas se deforman intensamente como consecuencia de la deformación oclóyica al final del Ordovícico y representa la fusión definitiva del terreno Arequipa-Antofalla.
Segmento central (26S-38S)
Tres características principales caracteriza a este segmento
1) Formación de un cinturón de granitoides en la parte occidental de las Sierras Pampeanas (Sierras Pampeanas) de Argentina, que representa la extensión sur de la Faja eruptiva de la Puna (FEP), y está probablemente relacionado con la acreción del terreno Cuyania-Precordillera durante Ordovícico Medio veces (Ramos, 2000).
2) La presencia del terreno compuesto Cuyania. Este terreno está contiene la Precordillera, que es una plataforma carbonatada alóctono con afinidades Laurentian. El terreno Cuyania-Precordillera fue acreción al Terrane Famatina en los últimos tiempos de Ordovícico (Fig. 12).
3) La presencia de un reino oceánico entre el terreno Cuyania Terrane y Chilenia que se fusionaron durante el Devónico superior a Carbonífero.
Figura 11: reconstrucción Global para Ordovícico Medio. A: Arequipa-Antofalla; Fa: Famatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Figura 12: Esquema de evolución tectónica occidental proto-margen de Gondwana que muestra las relaciones entre Cuyania-Precordillera y Famatina terrenos. > A partir de Ramos (2000).
La acreción del terreno Cuyania-Precordillera ha sido ampliamente debatido. Se han propuesto dos modelos generales. Un modelo propone que el terreno de Precordillera separado de Laurentia durante el Cámbrico y acreción al Terrane famatiniano durante el Oriente al Ordovícico superior (Figura 10, 11, 12).
El segundo modelo establece que la Precordillera formó como consecuencia de la colisión entre Laurentia y Gondwana en Temprano en cuando Ordovícico Medio, 487-467 Ma (Taconic- famatiniano orogenia) (Dalla-Salda et al., 1992) (Figuras 13, 14).
Figura 13: Localización día actual de Taconic y famatinianos orógenos.
Figura 14: la reconstrucción global de ~ 520 Ma mostrando el sur de Japeto océano entre Laurentia y Gondwana. Los asteriscos indican extremos de los cinturones de Taconic y famatinianos truncados. De Dalla Salda et al. (1992).
El Terrane Chilenia se acreción al proto-margen de Gondwana en ~ 420-390 Ma (figura 15).
Figura 15: la reconstrucción global de 420 mA y 390 mA. De Keppie y Ramos (1999).
La única Terrane importante acreción en los últimos tiempos del Devónico es la Patagonia Terrane (Fig. 16). Un Terrane alóctono menor, la Madre de Dios Archipielago también ha sido reconocido en la zona sur de Chile (50-52S).
Figura 16: la reconstrucción global de 374 Ma; O: Oaxaquia; Ch: chortís. > Desde Keppie y Ramos (1999).
A finales del Paleozoico la configuración del continente sudamericano es similar a la actual configuración de los días con la excepción de algunos terrenos acrecionados en los Andes del Norte en tiempos del Terciario Tardío.
Todavía hay mucha controversia en cuanto a la formación de la margen occidental de América del Sur. Se han propuesto principalmente dos modelos diferentes: (. Ramos, 1988, 2001; Bahlburg y Herve, 1997; Omarini et al, 1999) El modelo Terrane y el modelo de cinta móvil (Becchio et al, 1999; Lucassen et al., 2000. ). Dentro se han propuesto el modelo Terrane diferentes configuraciones terrane (ver figuras 17, 18 y 19). La evidencia que apoya el modelo Terrane son la presencia de secuencias interrumpidas ofiolíticas interpretados como restos de un reino oceánico entre el proto-margen gondwánica y los terrenos y la existencia de arcos magmáticos calcialcalinas más de 500 km de la presente trinchera (Ramos, 2000 ). Por otro lado, Lucassen et al. (2000) están a favor de un modelo de cinta móvil para explicar la evolución paleozoica de la margen occidental de América del Sur entre 18 y 26S. Este modelo se basa principalmente en las edades de cristalización y metamórficas modelo edades para el Precámbrico tardío - Paleozoico basamento metamórfico Temprana.
Figura 17: terrenos alóctonos del sur de Sudamérica (Modificado de Ramos, 1988)
Figura 18: Mapa de Terrane según Omarini et al (1999). C: Cuyania-Antofalla-Belén-Arequipa Terrane; P: Precordillera-Mejillonia Terrane; R: rio de la Plata cratón; Pa: terrane Pampia; Ch: Chilenia Terrane; CP: Córdoba-Paraguay arco.
Figura 19: mapa Terrane de Sudamérica según Ramos y Alemán (2000). Este mapa no incluye los terrenos costeros Cordillera (Mejillonia, Pichidangui, Chanaral, terrenos Chiloé) como se muestra en el primer mapa de Ramos (1988).
Gondwánica orogénicos CICLO (Paleozoico-Triásico)
En contraste con el ciclo famatiniano, que está fuertemente marcada por la acreción de terrenos del ciclo de Gondwana se caracteriza por una importante extensa magmatismo félsico y eventos extensivos, que son el precursor de la Pangea ruptura ( ver Jurásico Temprano , del Jurásico Superior . reconstrucciones paleogeográficas mundiales) (Ramos y Alemán, 2000)
El comienzo de este ciclo tectónico se caracteriza por una simple subducción de una placa oceánica bajo el margen continental. El proceso de subducción creó un prisma de acreción a lo largo de la Cordillera de la Costa durante el Carbonífero tardío a Triásico Tardío (Figura 20). Erosión tectónica eliminó la mayor parte del Paleozoico complejo de subducción N del 32S.
Figura 20: sección transversal esquemática del margen sudamericano en 29 -33S durante Carbonífero al Triásico Temprano. De Mpodizis y Ramos (1990).
La extensa magmatismo félsico que caracteriza a este ciclo fue interpretado originalmente para ser el producto de la extensión de la corteza terrestre (Zeil, 1979). Estudios posteriores han demostrado que el magmatismo félsico es el resultado de un ciclo inicial de subducción seguido de magmatismo ácido-no-orogénico asociado con fallamiento activo (Ramos, 2000).
La actividad volcánica está representada principalmente por el grupo de riolita Choiyoi en la Cordillera Frontal de Chile y Argentina entre el 27 -34S, pero la actividad volcánica se extendió desde ~ 20S a 42S (Figura 21). El sistema de rift triásico tiene una tendencia NW-SE en general, fuertemente controlada por las telas del sótano, y siguió al rifting que se inició con los volcánicos Choiyoi. Las grietas se llenan de color rojo-camas y rocas volcánicas de composición bimodal (por ejemplo, las cuencas Cuyo en Argentina).
Figura 21: provincias riolíticas de América del Sur. Las zonas rojas son las exposiciones; zonas azules son rocas del arco volcánico equivalentes. Los círculos representan los pozos de petróleo en el que las riolitas han sido atravesados. Las zonas amarillas y verdes representan la posible ampliación de las provincias riolíticas de Choiyoi (Late-Carbonífero Pérmico Inferior al Triásico) y Chon Aike (Jurásico Medio), en la Patagonia. De Ramos (2000).
Las rocas volcánicas de Choiyoi se asocian a nivel superficial rocas plutónicas de la composición riolítica y dacítico .. Los principales batolitos se muestran en la figura 22. Las rocas plutónicas del Batolito Elqui-Limarí en Chile se han subdividido en dos complejos principales: El Elqui Complejo (Carbonífero Pérmico a) y el Ingaguas Complex (Pérmico al Triásico Superior) (Mpodozis y Kay, 1992).
Figura 23: Principales batolitos y las existencias de Paleozoico - edad Mesozoico temprano. De Ramos (2000).
Los complejos de Elqui y Ingaguas se han subdividido en cuatro unidades. El Complejo de Elqui se compone de las siguientes unidades: Guanta (tonalítica y composición granodiorítico), Montosa (granodiorítico), Cochiguas (composición granodiorítico y granítica) y El Volcán (granítica). El complejo está formado por Ingaguas El Colorado (granitos y pórfidos riolíticos; el leon (monzogranitos;. Chollay (monzogranitos y Los Carricitos (granodioritas) suites similares han sido reconocidos en Argentina (Colanguil, en las zonas de La Ramada y Aconcagua y en Cordón del Portillo ).
Los dos complejos de arriba mencionan están separadas por la fase orogénica San Rafael, que es responsable de la discordancia entre turbiditas del Carbonífero al Pérmico Inferior y Pérmico-Triásico rocas volcánicas. Este evento de compresión se ha interpretado como el resultado de la acreción de un Terrane desconocido (X Terrane, Mpodozis y Kay, 1992) o a un aumento en la tasa de convergencia (Ramos, 1988).
Este período también se caracteriza por el desarrollo de una serie de cuencas sedimentarias que se formaron como resultado del régimen extensional continua. Según Ramos (2000) estas cuencas sedimentarias se pueden agrupar en dos ciclos sedimentarios diferentes caracterizadas por diferentes ambientes tectónicos. El primer ciclo se depositó en las cuencas de retro-arco desarrolladas durante la subducción activa en el Pérmico-Carbonífero Temprano. Estas cuencas son de corta duración y no evolucionaron en las cuencas marginales. Se ha propuesto un vínculo entre estas cuencas y las cuencas intracratónicas Chaco-Paraná y Paganzo.
El segundo ciclo se caracteriza por las cuencas de rift desarrollados a lo largo del margen continental en Media hasta los tiempos del Triásico tardío. Este segundo ciclo se depositó en discordancia angular (San Rafael fase orogénica) sobre Paleozoico y rocas precámbricas.
Estas cuencas se desarrollaron a lo largo de las suturas de los terrenos paleozoicos como se ve por ejemplo en la cuenca Cuyo, que se desarrolló a lo largo de la sutura entre la Precordillera y Chilenia terrenos.
Figura 23: paleogeografía Triásico de la proyección margen de Gondwana ubicación de los principales sistemas de rift. De Ramos y Kay (1991).
Figura 24: Sección transversal de la cuenca Cuyo mostrando posible marco tectónico palinspastically restaurada a finales del Triásico. De Ramos y Kay (1991).
Aunque la extensión continuó durante el Triásico Tardío al Jurásico, Franzese y Spalletti (2001) han sugerido que la (TJ) evento extensión del Triásico-Jurásico (Figuras 25, 26) debe ser considerado como un episodio extensional independiente basada en distintos marcos tectónicos para cada extensional episodio (Triásico Inferior, TJ, Jurásico Superior). La extensión TJ y magmatismo bimodal fueron el resultado de margen interacción mecánica entre las placas litosféricas en el margen de Gondwana. En esta configuración el cese de la subducción se combina con un régimen de desgarre dextral en el margen continental causó el colapso de la losa y la generación de una ventana astenosférico (Fig. 27). El episodio extensional Jurásico Superior, que desarrolló las cuencas patagónicas, está directamente relacionada con ruptura de Gondwana (ver más abajo).
Figura 25: Ubicación de depocentros en el sur de Chile Central formados durante la extensión del Triásico-Jurásico. Los números se refieren a depocentros en la Figura 25.> Desde Franzese y Spalletti (2001).
Figura 26: unidades estratigráficas principales generados durante la etapa syn-rift del evento extensión continental TJ. Los números se refieren a depocentros en la Figura 24. De Franzese y Spalletti (2001).
Figura 27: sección transversal esquemática del margen sudamericano en ~ 37S durante nal del Carbonífero hasta el Jurásico Medio. Desde Franzese y Spalletti (2001).
ANDINA ciclo orogénico (Jurásico CENOZOICO)
Durante Jurásico y Cretácico veces una serie de cuencas complejas (tanto de arco, intra-arco y el tipo de retro-arco) desarrollados en los Andes (figura 28). Esta extensión también está presente en los Andes centrales y se relaciona en sus primeras etapas en el Pangea ruptura pero más adelante está asociado a un tipo peculiar de subducción que se desarrolló un magmatismo poco evolucionada (Formación La Negra) con extensión intra y retroarco. En Centroamérica extensión Andes estuvo activo desde el arco volcánico en Chile hasta el centro de Argentina. Esta extensión es coetáneo con la cuenca de rift Salta y también es responsable de las cuencas de retroarco de Neuquén, Río Mayo y Cuenca de Magallanes. No terrenos oceánica acreción caracteriza a este período en los Andes centrales, en comparación con los Andes del Norte.
subducción oblicua es responsable del desarrollo de la Atacama falla de desgarre. Este fallo es paralela a la zanja y afectó a la Cordillera de la Costa. También es responsable de la subida y la ubicación de la granitoide arco del Batolito de la Costa durante el Cretácico Jurásico y tempranas.
Figura 28: rifting Cretácico Temprano en América del Sur coetánea con la apertura del Atlántico. De Ramos y Alemán (2000).
Una de las principales características de la evolución del Mesozoico de los Andes de Chile y Argentina es el desarrollo de una segmentación tectónica. Mpodozis y Ramos (1990) describen cinco segmentos (AE) con diferentes características geológicas. Aquí vamos a describir los tres primeros segmentos que forman parte de los Andes Centrales del Triásico Tardío.
Segmento A: Segmento Norte (22-27S)
Triásico - Cretácico Temprano
Triásico Tardío: transgresión marina se forma una pequeña cuenca en el sitio de la actual Cordillera de Domeyko.
Jurásico temprano: la expansión de la cuenca marina (cuenca de Tarapacá). El hundimiento de la cuenca es controlada por la tectónica extensional. El desarrollo del arco magmático La Negra que se extiende desde Arica (18S) para Chanaral (26S).
Cretácico Inferior: el desarrollo de la falla de Atacama (1.000 kilometros falla de desgarre).
Oxfordiano tiempo: retiro del mar en la parte norte de la cuenca. En las condiciones sur marina eran mantener hasta Titoniano y hora Neocomiano. Durante el Cretácico Inferior de la cuenca está llena de capas rojas continentales y localmente con lava fluye del arco magmático La Negra.
Cretácico Medio: cese de la actividad magmática La Negra, elevación de la cuenca Tarapacá para formar la Cordillera de Domeyko proto (PCD). Como consecuencia de este levantamiento y posterior erosión de este elemento topográfico positiva una secuencia de capas rojas continentales son depositados en una cuenca al este de PCD (Purilactis Formación).
Figura 29: Evolución tectónica del segmento A (22-27S) desde finales del Jurásico al Mioceno. De Mpodozis y Ramos (1990).
Terciario
Este período se caracteriza por una migración discontinua de la arco magmático (Fig. 30). El vulcanismo comenzó de nuevo a finales del Cretácico hasta el Eoceno, disminuye durante el Oligoceno. Aunque la actividad volcánica disminuye en la actividad intrusiva Oligoceno está muy extendida e importante durante el Eoceno y el Oligoceno (48-28 Ma). La mayoría de los depósitos de pórfidos de cobre chileno de clase mundial están emplazados durante este período. El emplazamiento de estos pórfidos ocurren a lo largo del eje de la PCD ya través de fallas de salto como la Fisura West en Chuquicamata. Este período de menguante vulcanismo coincide con un período de convergencia muy oblicua de la placa de Nazca y es responsable de estas estructuras de desgarre.
Figura 30: la migración hacia el este del frente volcánico relacionada con la erosión tectónica del margen continental hasta los tiempos del Paleógeno. Mioceno migración frente volcánico y expansión arco magmático fueron controlados por los cambios en la geometría Wadati-Benioff. De Ramos y Alemán (2000).
Segmento B: segmento central (27-33S)
Este segmento se caracteriza por un arco Jurásico-Cretácico Temprano magmático en la cordillera de la Costa (arco interior), un arco exterior coetánea en la actual frontera Chile-Argentina (Ramos y Aguirre- Urreta, 1992), la Plataforma de Aconcagua, que es como cuenca sedimentaria trasarco y el desarrollo de una cuenca marginal abortado durante el Cretácico Temprano. También plutones de edad Jurásico Cretácico son intruidos lo largo de la región costera.
El arco interior está representado por la Formación Bandurrias y el medio ambiente marino somero está representada por el Grupo Chaarcillo. Al sur de 29S las rocas volcánicas están representados por la Formación Arqueros. Esta formación y la Pelambres y Lo Prado Formaciones (Cretácico Inferior) más al sur, se componen de potente secuencia de rocas andesíticas intercaladas con depósitos marinos. La presencia de calizas sugirió un entorno submarino de las erupciones volcánicas. Una transgresión marina durante el Jurásico Temprano y Medio desarrolló la plataforma-clástica carbonato de la Plataforma Aconcagua.
vulcanismo Subaereal (Horqueta Formación) fue causado por el levantamiento durante el Jurásico superior, que también es evidente a partir de la regresión marina en la región de arco hacia atrás.
Temprano Cretácico está marcada por una nueva transgresión marina en la Plataforma Aconcagua, una disminución de plutonismo en la Cordillera de la Costa y extenso vulcanismo asociado a una cuenca marginal abortado (Aberg et al, 1984). El régimen extensional que caracteriza a este segmento durante el Jurásico y Cretácico Inferior es el resultado de un gradiente térmico elevado que hace que la corteza extendiendo y que es responsable de la gruesa pila de rocas volcánicas con metamorfismo entierro.
Durante los cambios del Cretácico Tardío en el régimen tectónico, de un bajo nivel de estrés de tipo Mariana subducción a un alto estrés de tipo chileno subducción causado cierre de la intra e trasarco cuencas y migración hacia el este de los focos magmático. Las nuevas condiciones de estrés son responsables para el desarrollo de regresión marina y una cuenca de retro-arco continental. El cierre de las cuencas y el acortamiento asociado producir el cinturón plegado de empuje Aconcagua (AFTB) a lo largo de la margen oriental de la Cordillera Principal en el intervalo Cretácico-Mioceno Tardío.
Este segmento no presenta volcanismo cuaternario.
Figura 31: Diferentes regímenes tectónicos en el sur de los Andes Centrales, que muestra el cambio entre y extensional y régimen compresivo a unos 115 Ma (Ramos y Alemán (2000).
Segmento C: segmento sur de Centroamérica (27-33S)
Este segmento se caracteriza por una papelería arco Jurásico-Cuaternario magmático a lo largo del presente Cordillera Principal, la falta de magmatismo en la Cordillera de la Costa, el volcanismo cuaternario activo y la cuenca de trasarco Neuquen . La Cuenca Neuquina es una amplia cuenca de antepaís ensiálico y asimétrica que se desarrolló como una ensenada marina. Se se llenó de sedimentos marinos y continentales durante el Cretácico Jurásico Temprano y se deforma posteriormente durante Cretáceo Medio, Eoceno y Mioceno Medio. La cuenca de Neuquén es una de las más importantes zonas productoras de petróleo de Argentina.
Proto-Gondwana, Y EL CICLO PAMPEANA orogénicos
El supercontinente Gondwana formado por acreción y amalgama de diferentes terrenos de edad Arcaica-Proterozoico, como resultado de la Panafricano-Brasiliano orogenia (Brito Neves et al., 1999). Estos bloques incluyen parte de la Antártida, Australia, la India, África y el escudo guayanés-brasileña. La posición de este Super continente estaba cerca del Polo Sur y el bloque sudamericano se compone de tres cratones principales: Amazonia, Río de la Plata y San Francisco (Figura 1).
Figura 1: provincias corticales de América del Sur. AM: cratón amazónico; SF: Sao Francisco cratón; RP: Cratón del Río de la Plata; SL: fragmento cratónica Sao Luis; LA: fragmento cratónica Luis Alves.De Cordani y Sato (1999).
El terreno Pampia se acreción durante finales del Proterozoico -Early Cámbrico al Cratón del Río de la Plata durante la orogenia pampeana (~ 530 Ma, Rapela et al., 1998) (Fig. 2, 3). También durante la orogenia pampeana la Terrane Arequipa-Antofalla chocó con el cratón amazónico. Durante el Ordovícico Cámbrico y principios de este bloque se separó del continente y más tarde se fusionó en tiempos tardíos Ordovícico (oclóyica orogenia) (Bahlburg y Hervé, 1997).
Figura 2: Reconstrucción de la protomargin de América del Sur (~ 530 Ma). La acreción del terreno Pampia marcó el inicio de la orogenia pampeana durante el Cámbrico temprano. AAC: Arequipa-Antofalla cratón; RAC: Rio Apas cratón; RPC: Cratón del Río de la Plata. (De Rapela et al., 1998).
Figura 3: Precámbrico a la evolución del Paleozoico Temprano de la Sierra el área de San Luis, Oriente Sierras Pampeanas. El Terrane pampeana se interpreta aquí como un fragmento desprendido del Cratón del Río de la Plata. De Gosen et al. (En prensa).
Sótano Precámbrico
En los Andes de Chile y Argentina una serie de rocas precámbricas se han descrito (Figura 4). Para entender mejor la evolución geológica de los Andes Centrales, seguimos las subdivisiones presentados por Mpodozis y Ramos (1990).
Figura 4: Mapa de las principales Precámbrico y Paleozoico primeros afloramientos en N. Chile y noroeste de Argentina. AM: Macizo de Arequipa; Br: Berenguela; B: Belen-Tignamar; U: Uyarani; CC: Cumbres Calchaquíes; SA: Sierra de Ancasti; SF: Sierra de Fiambalá; SC: Sierra de Córdoba. Modificado de Lucassen et al. (2000).
Segmento del Norte (18S-28S)
En el segmento norte del basamento precámbrico se puede dividir en dos grandes grupos: metasedimentos de bajo grado (cinturón Puncovicana) y de alto grado de rocas metamórficas.
a) Puncoviscana Belt es una secuencia sedimentaria compuesta principalmente de turbiditas-flysh como siliciclásticas y calizas micríticas aguas poco profundas menores con lentes de conglomerado grueso locales y afectadas por metamorfismo de bajo grado (Omarini et al., 1999). Continúa en Bolivia en el cinturón Tucavara y separa el bloque de Arequipa del Cratón Amazónico (Ramos, 2000). Omarini et al., (1999) ha señalado que el cinturón Puncoviscan formado como una cuenca intracontinental con suites ígneas bimodales como consecuencia de la ruptura continente Rodinia Súper en ~ 800 Ma. El cinturón Puncoviscan se entrometió por granitos sin- y post-orogénicos durante la orogenia Tilcaric (Cámbrico Temprano-Medio). Edades radiométricas de estas intrusiones van 564-453 Ma.
b) El medio a alto grado de rocas metamórficas de edad precámbrica están expuestos principalmente en la Cordillera de la Costa, pero también afloramientos aislados se puede encontrar en la Puna y la Cordillera de Domeyko. Algunas de estas exposiciones son: Belen, Quebrada Choja (Sierra de Moreno), Península de Mejillones y Salar de Navidad en Chile (Damm et al., 1994). Belen y Sierra Moreno son probablemente las extensiones del macizo de Arequipa y Mejillones y Navidad son probablemente parte de la sospecha Terrane Mejillonia (Ramos, 1988, 2000) (Figura 6), aunque Omarini et al (1999) consideran Mejillonia y los terrenos Precordillera como solo bloque (Figura 18).
Figura 5: Detalle mapa de las principales unidades del Paleozoico precámbricos y primeros en el noroeste de Argentina. 1: Salar Centenario; 2: Salar Salar Ratones y Diablillos; 3: Salar del Hombre Muerto;4: Laguna Blanca; 5: Cerro Blanco; 6: Salar de Antofalla; 7: El Jote y El Peón; 8: Cafayate; 9: Río Anchillo - Quebrada Quilmes. > Desde Lucassen et al. (2000).
Figura 6: unidades sótano del Precámbrico y Paleozoico temprano en el norte de Chile. Edades radiogénicos se indican en la caja. V: intrusión volcánica; M: sobreimpresión metamórfica, p denota metamorfismo pico yr metamorfismo retrógrado; I: evento intrusivo; Z: edad de circón trazas de fisión; A: edad trazas de fisión apatita. De Damm et al. (1994).
Segmento central (28S-36S)
El sótano en esta área incluye el Terrane compuesto Cuyania y la Terrane Chilenia. El terreno Cuyania está formado por la Precordillera y los terrenos de Pie de Palo.
Famatiniano orogénicos CICLO (Ordovícico Temprano - Carbonífero)
La principal característica de este ciclo orogénico es la fusión de varios terrenos a theGondwanian protomargin. La naturaleza de estos terrenos es en algunos casos exótico, probablemente derivado de Laurentia, y para-autóctona. La evidencia existente respecto de la acumulación Terrane durante este tiempo es la presencia de secuencias ofiolíticas interrumpidas y rocas calcialcalinas dentro del continente y más de 500 km de la presente zanja. Los ofiolitos interrumpidos sugieren la presencia de una cuenca oceánica entre el margen de Gondwana y estos terrenos.
Dos eventos diastróficos son parte del Ciclo famatiniano:
a) oclóyica orogenia (Media hasta finales del Ordovícico)
b) Chanic orogenia (Temprano a Medio Devónico)
Cámbrico - Ordovícico Temprano
Este período se caracteriza por la extensión, hundimientos, actividad magmática y deformación (Figura 7).
Figura 7: la reconstrucción global para mediados de Cámbrico. A: Arequipa-Antofalla; Fa: JPGatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Segmento del Norte (18S-26S)
Dos arcos magmáticos se han descrito en la Puna
a) Faja eruptiva Occidental (FEW): arco magmático occidental desarrollado en el bloque Arequipa-Antofalla, y
b) Faja eruptiva Oriental (FEE): arco magmático oriental desarrollado sobre la margen occidental del terreno Pampia.
Figura 8: Generalizada perfil que muestra la evolución del Paleozoico en 23-25S. > A partir de Ramos (1988).
Una extensa cuenca del Ordovícico formó al oeste del bloque Arequipa Antofalla y estaba lleno de turbiditas y en menor grado con las rocas volcánicas de la FEE (Figuras 9, 10).
Figura 9: reconstrucción Global para Ordovícico Temprano. A: Arequipa-Antofalla; Fa: Famatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Figura 10: reconstrucción Global para Ordovícico Temprano-Medio. A: Arequipa-Antofalla; Fa: Famatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Todas estas rocas se deforman intensamente como consecuencia de la deformación oclóyica al final del Ordovícico y representa la fusión definitiva del terreno Arequipa-Antofalla.
Segmento central (26S-38S)
Tres características principales caracteriza a este segmento
1) Formación de un cinturón de granitoides en la parte occidental de las Sierras Pampeanas (Sierras Pampeanas) de Argentina, que representa la extensión sur de la Faja eruptiva de la Puna (FEP), y está probablemente relacionado con la acreción del terreno Cuyania-Precordillera durante Ordovícico Medio veces (Ramos, 2000).
2) La presencia del terreno compuesto Cuyania. Este terreno está contiene la Precordillera, que es una plataforma carbonatada alóctono con afinidades Laurentian. El terreno Cuyania-Precordillera fue acreción al Terrane Famatina en los últimos tiempos de Ordovícico (Fig. 12).
3) La presencia de un reino oceánico entre el terreno Cuyania Terrane y Chilenia que se fusionaron durante el Devónico superior a Carbonífero.
Figura 11: reconstrucción Global para Ordovícico Medio. A: Arequipa-Antofalla; Fa: Famatina; P: Puna; C: Chilenia; Cu: Cuyania-Precordillera; O: Oaxaquia; Ch: chortís. De Keppie y Ramos (1999).
Figura 12: Esquema de evolución tectónica occidental proto-margen de Gondwana que muestra las relaciones entre Cuyania-Precordillera y Famatina terrenos. > A partir de Ramos (2000).
La acreción del terreno Cuyania-Precordillera ha sido ampliamente debatido. Se han propuesto dos modelos generales. Un modelo propone que el terreno de Precordillera separado de Laurentia durante el Cámbrico y acreción al Terrane famatiniano durante el Oriente al Ordovícico superior (Figura 10, 11, 12).
El segundo modelo establece que la Precordillera formó como consecuencia de la colisión entre Laurentia y Gondwana en Temprano en cuando Ordovícico Medio, 487-467 Ma (Taconic- famatiniano orogenia) (Dalla-Salda et al., 1992) (Figuras 13, 14).
Figura 13: Localización día actual de Taconic y famatinianos orógenos.
Figura 14: la reconstrucción global de ~ 520 Ma mostrando el sur de Japeto océano entre Laurentia y Gondwana. Los asteriscos indican extremos de los cinturones de Taconic y famatinianos truncados. De Dalla Salda et al. (1992).
El Terrane Chilenia se acreción al proto-margen de Gondwana en ~ 420-390 Ma (figura 15).
Figura 15: la reconstrucción global de 420 mA y 390 mA. De Keppie y Ramos (1999).
La única Terrane importante acreción en los últimos tiempos del Devónico es la Patagonia Terrane (Fig. 16). Un Terrane alóctono menor, la Madre de Dios Archipielago también ha sido reconocido en la zona sur de Chile (50-52S).
Figura 16: la reconstrucción global de 374 Ma; O: Oaxaquia; Ch: chortís. > Desde Keppie y Ramos (1999).
A finales del Paleozoico la configuración del continente sudamericano es similar a la actual configuración de los días con la excepción de algunos terrenos acrecionados en los Andes del Norte en tiempos del Terciario Tardío.
Todavía hay mucha controversia en cuanto a la formación de la margen occidental de América del Sur. Se han propuesto principalmente dos modelos diferentes: (. Ramos, 1988, 2001; Bahlburg y Herve, 1997; Omarini et al, 1999) El modelo Terrane y el modelo de cinta móvil (Becchio et al, 1999; Lucassen et al., 2000. ). Dentro se han propuesto el modelo Terrane diferentes configuraciones terrane (ver figuras 17, 18 y 19). La evidencia que apoya el modelo Terrane son la presencia de secuencias interrumpidas ofiolíticas interpretados como restos de un reino oceánico entre el proto-margen gondwánica y los terrenos y la existencia de arcos magmáticos calcialcalinas más de 500 km de la presente trinchera (Ramos, 2000 ). Por otro lado, Lucassen et al. (2000) están a favor de un modelo de cinta móvil para explicar la evolución paleozoica de la margen occidental de América del Sur entre 18 y 26S. Este modelo se basa principalmente en las edades de cristalización y metamórficas modelo edades para el Precámbrico tardío - Paleozoico basamento metamórfico Temprana.
Figura 17: terrenos alóctonos del sur de Sudamérica (Modificado de Ramos, 1988)
Figura 18: Mapa de Terrane según Omarini et al (1999). C: Cuyania-Antofalla-Belén-Arequipa Terrane; P: Precordillera-Mejillonia Terrane; R: rio de la Plata cratón; Pa: terrane Pampia; Ch: Chilenia Terrane; CP: Córdoba-Paraguay arco.
Figura 19: mapa Terrane de Sudamérica según Ramos y Alemán (2000). Este mapa no incluye los terrenos costeros Cordillera (Mejillonia, Pichidangui, Chanaral, terrenos Chiloé) como se muestra en el primer mapa de Ramos (1988).
Gondwánica orogénicos CICLO (Paleozoico-Triásico)
En contraste con el ciclo famatiniano, que está fuertemente marcada por la acreción de terrenos del ciclo de Gondwana se caracteriza por una importante extensa magmatismo félsico y eventos extensivos, que son el precursor de la Pangea ruptura ( ver Jurásico Temprano , del Jurásico Superior . reconstrucciones paleogeográficas mundiales) (Ramos y Alemán, 2000)
El comienzo de este ciclo tectónico se caracteriza por una simple subducción de una placa oceánica bajo el margen continental. El proceso de subducción creó un prisma de acreción a lo largo de la Cordillera de la Costa durante el Carbonífero tardío a Triásico Tardío (Figura 20). Erosión tectónica eliminó la mayor parte del Paleozoico complejo de subducción N del 32S.
Figura 20: sección transversal esquemática del margen sudamericano en 29 -33S durante Carbonífero al Triásico Temprano. De Mpodizis y Ramos (1990).
La extensa magmatismo félsico que caracteriza a este ciclo fue interpretado originalmente para ser el producto de la extensión de la corteza terrestre (Zeil, 1979). Estudios posteriores han demostrado que el magmatismo félsico es el resultado de un ciclo inicial de subducción seguido de magmatismo ácido-no-orogénico asociado con fallamiento activo (Ramos, 2000).
La actividad volcánica está representada principalmente por el grupo de riolita Choiyoi en la Cordillera Frontal de Chile y Argentina entre el 27 -34S, pero la actividad volcánica se extendió desde ~ 20S a 42S (Figura 21). El sistema de rift triásico tiene una tendencia NW-SE en general, fuertemente controlada por las telas del sótano, y siguió al rifting que se inició con los volcánicos Choiyoi. Las grietas se llenan de color rojo-camas y rocas volcánicas de composición bimodal (por ejemplo, las cuencas Cuyo en Argentina).
Figura 21: provincias riolíticas de América del Sur. Las zonas rojas son las exposiciones; zonas azules son rocas del arco volcánico equivalentes. Los círculos representan los pozos de petróleo en el que las riolitas han sido atravesados. Las zonas amarillas y verdes representan la posible ampliación de las provincias riolíticas de Choiyoi (Late-Carbonífero Pérmico Inferior al Triásico) y Chon Aike (Jurásico Medio), en la Patagonia. De Ramos (2000).
Las rocas volcánicas de Choiyoi se asocian a nivel superficial rocas plutónicas de la composición riolítica y dacítico .. Los principales batolitos se muestran en la figura 22. Las rocas plutónicas del Batolito Elqui-Limarí en Chile se han subdividido en dos complejos principales: El Elqui Complejo (Carbonífero Pérmico a) y el Ingaguas Complex (Pérmico al Triásico Superior) (Mpodozis y Kay, 1992).
Figura 23: Principales batolitos y las existencias de Paleozoico - edad Mesozoico temprano. De Ramos (2000).
Los complejos de Elqui y Ingaguas se han subdividido en cuatro unidades. El Complejo de Elqui se compone de las siguientes unidades: Guanta (tonalítica y composición granodiorítico), Montosa (granodiorítico), Cochiguas (composición granodiorítico y granítica) y El Volcán (granítica). El complejo está formado por Ingaguas El Colorado (granitos y pórfidos riolíticos; el leon (monzogranitos;. Chollay (monzogranitos y Los Carricitos (granodioritas) suites similares han sido reconocidos en Argentina (Colanguil, en las zonas de La Ramada y Aconcagua y en Cordón del Portillo ).
Los dos complejos de arriba mencionan están separadas por la fase orogénica San Rafael, que es responsable de la discordancia entre turbiditas del Carbonífero al Pérmico Inferior y Pérmico-Triásico rocas volcánicas. Este evento de compresión se ha interpretado como el resultado de la acreción de un Terrane desconocido (X Terrane, Mpodozis y Kay, 1992) o a un aumento en la tasa de convergencia (Ramos, 1988).
Este período también se caracteriza por el desarrollo de una serie de cuencas sedimentarias que se formaron como resultado del régimen extensional continua. Según Ramos (2000) estas cuencas sedimentarias se pueden agrupar en dos ciclos sedimentarios diferentes caracterizadas por diferentes ambientes tectónicos. El primer ciclo se depositó en las cuencas de retro-arco desarrolladas durante la subducción activa en el Pérmico-Carbonífero Temprano. Estas cuencas son de corta duración y no evolucionaron en las cuencas marginales. Se ha propuesto un vínculo entre estas cuencas y las cuencas intracratónicas Chaco-Paraná y Paganzo.
El segundo ciclo se caracteriza por las cuencas de rift desarrollados a lo largo del margen continental en Media hasta los tiempos del Triásico tardío. Este segundo ciclo se depositó en discordancia angular (San Rafael fase orogénica) sobre Paleozoico y rocas precámbricas.
Estas cuencas se desarrollaron a lo largo de las suturas de los terrenos paleozoicos como se ve por ejemplo en la cuenca Cuyo, que se desarrolló a lo largo de la sutura entre la Precordillera y Chilenia terrenos.
Figura 23: paleogeografía Triásico de la proyección margen de Gondwana ubicación de los principales sistemas de rift. De Ramos y Kay (1991).
Figura 24: Sección transversal de la cuenca Cuyo mostrando posible marco tectónico palinspastically restaurada a finales del Triásico. De Ramos y Kay (1991).
Aunque la extensión continuó durante el Triásico Tardío al Jurásico, Franzese y Spalletti (2001) han sugerido que la (TJ) evento extensión del Triásico-Jurásico (Figuras 25, 26) debe ser considerado como un episodio extensional independiente basada en distintos marcos tectónicos para cada extensional episodio (Triásico Inferior, TJ, Jurásico Superior). La extensión TJ y magmatismo bimodal fueron el resultado de margen interacción mecánica entre las placas litosféricas en el margen de Gondwana. En esta configuración el cese de la subducción se combina con un régimen de desgarre dextral en el margen continental causó el colapso de la losa y la generación de una ventana astenosférico (Fig. 27). El episodio extensional Jurásico Superior, que desarrolló las cuencas patagónicas, está directamente relacionada con ruptura de Gondwana (ver más abajo).
Figura 25: Ubicación de depocentros en el sur de Chile Central formados durante la extensión del Triásico-Jurásico. Los números se refieren a depocentros en la Figura 25.> Desde Franzese y Spalletti (2001).
Figura 26: unidades estratigráficas principales generados durante la etapa syn-rift del evento extensión continental TJ. Los números se refieren a depocentros en la Figura 24. De Franzese y Spalletti (2001).
Figura 27: sección transversal esquemática del margen sudamericano en ~ 37S durante nal del Carbonífero hasta el Jurásico Medio. Desde Franzese y Spalletti (2001).
ANDINA ciclo orogénico (Jurásico CENOZOICO)
Durante Jurásico y Cretácico veces una serie de cuencas complejas (tanto de arco, intra-arco y el tipo de retro-arco) desarrollados en los Andes (figura 28). Esta extensión también está presente en los Andes centrales y se relaciona en sus primeras etapas en el Pangea ruptura pero más adelante está asociado a un tipo peculiar de subducción que se desarrolló un magmatismo poco evolucionada (Formación La Negra) con extensión intra y retroarco. En Centroamérica extensión Andes estuvo activo desde el arco volcánico en Chile hasta el centro de Argentina. Esta extensión es coetáneo con la cuenca de rift Salta y también es responsable de las cuencas de retroarco de Neuquén, Río Mayo y Cuenca de Magallanes. No terrenos oceánica acreción caracteriza a este período en los Andes centrales, en comparación con los Andes del Norte.
subducción oblicua es responsable del desarrollo de la Atacama falla de desgarre. Este fallo es paralela a la zanja y afectó a la Cordillera de la Costa. También es responsable de la subida y la ubicación de la granitoide arco del Batolito de la Costa durante el Cretácico Jurásico y tempranas.
Figura 28: rifting Cretácico Temprano en América del Sur coetánea con la apertura del Atlántico. De Ramos y Alemán (2000).
Una de las principales características de la evolución del Mesozoico de los Andes de Chile y Argentina es el desarrollo de una segmentación tectónica. Mpodozis y Ramos (1990) describen cinco segmentos (AE) con diferentes características geológicas. Aquí vamos a describir los tres primeros segmentos que forman parte de los Andes Centrales del Triásico Tardío.
Segmento A: Segmento Norte (22-27S)
Triásico - Cretácico Temprano
Triásico Tardío: transgresión marina se forma una pequeña cuenca en el sitio de la actual Cordillera de Domeyko.
Jurásico temprano: la expansión de la cuenca marina (cuenca de Tarapacá). El hundimiento de la cuenca es controlada por la tectónica extensional. El desarrollo del arco magmático La Negra que se extiende desde Arica (18S) para Chanaral (26S).
Cretácico Inferior: el desarrollo de la falla de Atacama (1.000 kilometros falla de desgarre).
Oxfordiano tiempo: retiro del mar en la parte norte de la cuenca. En las condiciones sur marina eran mantener hasta Titoniano y hora Neocomiano. Durante el Cretácico Inferior de la cuenca está llena de capas rojas continentales y localmente con lava fluye del arco magmático La Negra.
Cretácico Medio: cese de la actividad magmática La Negra, elevación de la cuenca Tarapacá para formar la Cordillera de Domeyko proto (PCD). Como consecuencia de este levantamiento y posterior erosión de este elemento topográfico positiva una secuencia de capas rojas continentales son depositados en una cuenca al este de PCD (Purilactis Formación).
Figura 29: Evolución tectónica del segmento A (22-27S) desde finales del Jurásico al Mioceno. De Mpodozis y Ramos (1990).
Terciario
Este período se caracteriza por una migración discontinua de la arco magmático (Fig. 30). El vulcanismo comenzó de nuevo a finales del Cretácico hasta el Eoceno, disminuye durante el Oligoceno. Aunque la actividad volcánica disminuye en la actividad intrusiva Oligoceno está muy extendida e importante durante el Eoceno y el Oligoceno (48-28 Ma). La mayoría de los depósitos de pórfidos de cobre chileno de clase mundial están emplazados durante este período. El emplazamiento de estos pórfidos ocurren a lo largo del eje de la PCD ya través de fallas de salto como la Fisura West en Chuquicamata. Este período de menguante vulcanismo coincide con un período de convergencia muy oblicua de la placa de Nazca y es responsable de estas estructuras de desgarre.
Figura 30: la migración hacia el este del frente volcánico relacionada con la erosión tectónica del margen continental hasta los tiempos del Paleógeno. Mioceno migración frente volcánico y expansión arco magmático fueron controlados por los cambios en la geometría Wadati-Benioff. De Ramos y Alemán (2000).
Segmento B: segmento central (27-33S)
Este segmento se caracteriza por un arco Jurásico-Cretácico Temprano magmático en la cordillera de la Costa (arco interior), un arco exterior coetánea en la actual frontera Chile-Argentina (Ramos y Aguirre- Urreta, 1992), la Plataforma de Aconcagua, que es como cuenca sedimentaria trasarco y el desarrollo de una cuenca marginal abortado durante el Cretácico Temprano. También plutones de edad Jurásico Cretácico son intruidos lo largo de la región costera.
El arco interior está representado por la Formación Bandurrias y el medio ambiente marino somero está representada por el Grupo Chaarcillo. Al sur de 29S las rocas volcánicas están representados por la Formación Arqueros. Esta formación y la Pelambres y Lo Prado Formaciones (Cretácico Inferior) más al sur, se componen de potente secuencia de rocas andesíticas intercaladas con depósitos marinos. La presencia de calizas sugirió un entorno submarino de las erupciones volcánicas. Una transgresión marina durante el Jurásico Temprano y Medio desarrolló la plataforma-clástica carbonato de la Plataforma Aconcagua.
vulcanismo Subaereal (Horqueta Formación) fue causado por el levantamiento durante el Jurásico superior, que también es evidente a partir de la regresión marina en la región de arco hacia atrás.
Temprano Cretácico está marcada por una nueva transgresión marina en la Plataforma Aconcagua, una disminución de plutonismo en la Cordillera de la Costa y extenso vulcanismo asociado a una cuenca marginal abortado (Aberg et al, 1984). El régimen extensional que caracteriza a este segmento durante el Jurásico y Cretácico Inferior es el resultado de un gradiente térmico elevado que hace que la corteza extendiendo y que es responsable de la gruesa pila de rocas volcánicas con metamorfismo entierro.
Durante los cambios del Cretácico Tardío en el régimen tectónico, de un bajo nivel de estrés de tipo Mariana subducción a un alto estrés de tipo chileno subducción causado cierre de la intra e trasarco cuencas y migración hacia el este de los focos magmático. Las nuevas condiciones de estrés son responsables para el desarrollo de regresión marina y una cuenca de retro-arco continental. El cierre de las cuencas y el acortamiento asociado producir el cinturón plegado de empuje Aconcagua (AFTB) a lo largo de la margen oriental de la Cordillera Principal en el intervalo Cretácico-Mioceno Tardío.
Este segmento no presenta volcanismo cuaternario.
Figura 31: Diferentes regímenes tectónicos en el sur de los Andes Centrales, que muestra el cambio entre y extensional y régimen compresivo a unos 115 Ma (Ramos y Alemán (2000).
Segmento C: segmento sur de Centroamérica (27-33S)
Este segmento se caracteriza por una papelería arco Jurásico-Cuaternario magmático a lo largo del presente Cordillera Principal, la falta de magmatismo en la Cordillera de la Costa, el volcanismo cuaternario activo y la cuenca de trasarco Neuquen . La Cuenca Neuquina es una amplia cuenca de antepaís ensiálico y asimétrica que se desarrolló como una ensenada marina. Se se llenó de sedimentos marinos y continentales durante el Cretácico Jurásico Temprano y se deforma posteriormente durante Cretáceo Medio, Eoceno y Mioceno Medio. La cuenca de Neuquén es una de las más importantes zonas productoras de petróleo de Argentina.
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