escala de tiempos geológicos

Los Andes - Introducción

Visión general de la evolución tectónica El diagrama de tiempo-espacio de la figura 1 se resumen los principales eventos tectónicos asociados con la evolución de los Andes. Vulcanismo parece empezar de nuevo en el Triásico, mientras que el desarrollo de cuencas trasarco no comenzó hasta finales del Jurásico. Deformación y cierre de la cuenca trasarco comenzaron a finales del Jurásico y se extendieron desde ambos extremos hacia el centro. En consecuencia, la deformación menor se observa en el segmento central de Chile-Argentina, llegando a ser mayor hacia los extremos norte y sur de los Andes. Una excepción es el segmento F, que parece tener ninguna deformación en absoluto. Figura 1 - Tiempo-espacio diagrama que muestra los principales procesees lo cual lo caracteriza orógeno andino moderno ( Moores y Twiss, 1995 ).

El Altiplano-Puna Visión general La región considerada en este trabajo se extiende por la margen occidental de la placa de América del Sur entre los 10º y 35ºS. La característica más destacada de esta región es la ampliación de la masa principal de la Cordillera, la incorporación de las mesetas del Altiplano y la Puna que tienen elevaciones promedio por encima de 3 kilómetros. El Altiplano-Puna es la meseta más alta asociada con abundante magmatismo y sólo es superado por el Tíbet en altura y alcance. Las altas elevaciones, como el representado por los tonos amarillos en la figura 2, es de aproximadamente 1.800 kilometros de largo y 350 a 400 km de ancho.

Figura 2 - Vista general de los Andes Centrales. Los nombres describen las características más importantes de la región. Las curvas de nivel grises finas representan las curvas isodepth del Moho cada 25 km. Perfiles AH se muestran en la figura 3.

En un sentido general, las características principales son la mencionada Altiplano y Puna meseta anteriormente, que se limita al oeste por el día de hoy arco volcánico activo (Cordillera Occidental) y en el este de la paleo-arco (Cordillera Oriental), el Santa Bárbara sistema y Sierras Pampeanas, y los cinturones de empuje de piel fina Subandinas. Cada sistema se describen diferentes aspectos de los procesos en curso (y anteriores) y se caracteriza por las diferencias geológicas y estructurales que se detallarán en breve.La geometría de losa delineado por los grises curvas isodepth delgadas en la figura, tiene variaciones importantes a lo largo de la zona de convergencia. Lo más importante son las regiones de losas planas al norte y al sur de los 10º y 25ºS, respectivamente, donde la placa de subducción se sumerge con un ángulo promedio de sólo el 15º lugar de la normal de 30º observado debajo norte de Chile y Bolivia. La ausencia de volcanismo post-Plioceno se correlaciona muy bien con las partes de subducción-losa plana. Además, ambas regiones coinciden con el inicio de la cresta de Nazca (en el norte) y Juan Fernández cresta (en el sur), aunque la incidencia de estas características es, hasta ahora, no se entiende bien. Alrededor 17-18ºS los Andes tiene una curvatura cóncava (visto desde el océano hacia el continente), donde el ángulo entre la placa de Nazca y la subducción de la placa de los cambios Suramericanos de una convergencia casi perpendicular en el sur a una colisión oblicua en lugar en el norte. Dada esta amplia descripción de las principales características, vamos a resumir las teorías actuales y modelos inferidas de estudios geológicos, geofísicos y geoquímicos para explicar la evolución tectónica y la situación actual de este orógeno. Desde el Altiplano-Puna es la característica más sobresaliente en el sistema de los Andes Centrales, este resumen se centrará en este tema. Sin embargo, las características asociadas como las mencionadas anteriormente están intrínsecamente relacionados y serán consideradas en el análisis. Topografía y características morfológicas La Figura 3 muestra los perfiles topográficos AH definido en la figura 1, por lo que es posible observar diferencias significativas a lo largo de la zona de convergencia. En términos generales, la anchura media de los Andes es máxima en la parte central y disminuye hacia los extremos norte y sur de la región estudiada. Al mismo tiempo, la elevación promedio muestra una tendencia similar siendo máxima por debajo del Altiplano-Puna. La Figura 4 muestra un gráfico relacionado, donde se muestra la topografía a lo largo de la huelga de la convergencia junto con los espesores de capa y el espesor de la losa. En el segmento norte, que corresponde a la meseta del Altiplano-Puna, la elevación media oscila entre 3,5 y 4 km, y desciende abruptamente a 1 km al sur de 29ºS. Un aspecto interesante de la topografía andina es que, a pesar de las diferencias en la geología y entornos climáticos, la elevación muestra cierta similitud a través de un eje golpeando NE / SW-pabellones en la curva (~ 18ºS). El polo de este plano coincide aproximadamente con el polo placa de Nazca-Sudamericana de rotación para el período comprendido entre 36 y 20 Ma, lo que sugiere que la deformación continental escala acomoda esencialmente el espacio necesario dada por fuerzas impulsoras tectónicas.Por otro lado, las diferencias importantes se pueden observar comparando las puntas este y oeste del macizo andino, donde climático causado erosión es el factor dominante que produce diferentes rugosidades topográfico.

Figura 3 - Perfiles AH se definen en la figura 2.		Figura 4 - Parcela showin la topografía y profundidad a Moho sobre el NS-perfil definido en el fiugre inferior. Las líneas (EW) verticales definen la región altamente sísmica atenuada.

Espesor de la corteza, la reología y isostasiaLos primeros estudios sugirieron que los espesores de la corteza podrían alcanzar hasta 70 km de profundidad Cordillera Occidental (James 1971). Más estudios sísmicos activas y pasivas recientes han confirmado estos resultados que producen mapas de contorno de la profundidad de la corteza como en la figura 5 (Ocola & Meyer 1972, Wigger 1994 y Beck et al 1996). En términos generales, los estudios sísmicos concluyen que las de la corteza media velocidades de ondas P y la relación de Poisson son bastante bajos (6,0 km / s y 0,25, respectivamente), lo que sugiere una composición félsico de la corteza. Estos resultados son consistentes con la zona sísmicamente atenuada indica en la Figura 4.

  

Figura 5 - Vista general de los Andes Centrales. Los nombres describen las características más importantes de la región. Las curvas de nivel grises finas representan las curvas isodepth del Moho cada 25 km. Perfiles AH se muestran en la figura 3.

Modelado de los datos gravitacionales realizadas por (Fukao et all 1989) en el margen superior por debajo de el sur de Perú y en por (Götze et al 1994) a continuación el norte de Argentina y Chile, sugieren espesores de la corteza ligeramente inferiores. Esta aparente contradicción puede explicarse por la posibilidad de que material de la corteza inferior tiene la firma de velocidades sísmicas de la corteza pero las densidades del manto.Anomalías isostáticas muestran que el norte de 24º S, el flanco oriental se flexión apoyaron, aunque a lo largo de las variaciones de huelga pueden ser observados (Lyon-Caen et al 1985 y Watts et al 1995). Más al sur, el flanco oriental no es la flexión pero localmente compensada, imponiendo importantes implicaciones para los procesos de acortamiento de la corteza de esa región. Espesor de la litosfera La determinación de la atenuación sísmica debajo de la meseta, el espesor de la litosfera se encuentra para ser cerca de 150 km por debajo del Altiplano y sólo 100 km por debajo de la meseta de la Puna (Whitman 1992, 1996). Muestreo geoquímico de magmas máficos jóvenes confirmó que éstos se derivan en gran parte de la fusión de la litosfera continental, pero no pueden proporcionar una determinación de espesor exacto. Resumen Geológico de los Andes Centrales Figura 6 y 7 muestran, respectivamente, a gran escala y mapa geológico más detallado de los Andes Centrales. La siguiente tabla resume la geológica principal cuenta a lo largo (norte a sur) y al otro lado (de este a oeste) la zona de convergencia.

  

Posición NS	Posición EW	Descripción
Al norte de 22ºS	Chaco antepaís	Flexionada pero antepaís otra manera no deformada. La edad del relleno no es bien conocida, pero en general considera que tiene Neógeno a edades cuaternarias.
	Cinturón de empuje de piel fina subandina	Corresponde a una cinta plegada y corrida de piel fina clásica limitado en el este por el antepaís no deformada y en el oeste por la Cordillera Oriental
	Cordillera Oriental	Zona de deformación compleja caracterizada por grandes fallas inversas y relativamente altas elevaciones. Afloramientos Ordovícico y localmente mayores dominan el cuadro. Su límite occidental es el Altiplano-meseta.
	Altiplano	Obligado por el Este y Cordillera Occidental (actual arco volcánico), se caracteriza por la presencia de varios salares a gran escala, relleno Cuaternario, y localmente Oligoceno tardío a Recientes rocas volcánicas. Afloramientos sótano Escasos son de Ordovícico y Cretácico.
	Cordillera Occidental	Corresponde a la presente arco volcánico y se caracteriza por una línea de estratovolcanes que recubren hojas ignimbríticos mayores.
	Precordillera chilena	Caracterizado por una intensa manteca, vulcanismo Terciario y Mesozoico y la exposición de pre-andinos basamento ígneo.
	Longitudinal Valle	Depresión Antearco lleno de Cuaternario y Mioceno estratos.
	Cordillera de la Costa	Dominado por magmatismo Mesozoico. Desaparecidos forearc mesozoicos sugieren que una considerable erosión tectónica ha tenido lugar, truncando la frontera occidental de la placa sudamericano.
22º - 25ºS	Zona de transición	Esta zona se caracteriza por varios cambios en la geología dominando y reflexionar Precámbrico a los procesos del Mesozoico y los cambios en la geometría de la subducción. El cambio estructural más importante es el final de la correa de piel fina empuje en el norte, lo que le da gradualmente a elevar a los sistemas de Santa Bárbara y las Sierras Pampeanas de piel gruesa. El volcanismo de arco sufre un cambio químico atribuido al empuje de más edad sobre sótano más joven. Entre 22.5º y 24º del arco se desplaza hacia el este por la cuenca de Atacama (AB, figura 1), lo que representa una anomalía inexplicable en el arco andino.
24º S - 30ºS	Promontorio	El cinturón de empuje antepaís se sustituye por el norte de sistema de Sierras Pampeanas de piel gruesa Santa Bárbara y. Sismicidad cortical a 30 kilometros de profundidad sugieren actividad mucho más profundo que en el cinturón de empuje norte.
	Cordillera Oriental	Dominado por rocas precámbricas con rocas del Cretácico Tardío menores. Hacia el sur, rocas Precambian se vuelven cada vez más transformado y entrometido por Paleozoico y plutones Precámbrico.
	Puna meseta	Caracterizada por "cuencas y rangos" de compresión altamente deformados Paleozoico, que dan lugar a la topografía mucho más duro en comparación con el Altiplano norte. Se observan diferentes trending estructuras Mioceno NW y se atribuyen a zonas debilidad litosféricas igualmente orientados viejos.
	Arco Volcánico	La ausencia de volcanismo reciente es coincidente con la geometría de la losa plana y la consiguiente ausencia de cuña astenosférico.
~ 30ºS	Sierras Pampeanas
	Arco volcánico	El vulcanismo reaparece el sur de 33º S, donde la losa subducida reanuda su ángulo "normal" inmersión de 30ºS.

  
  

Acortamiento cortical y su variación a lo largo de la huelgaAcortar en el antepaís subandino pliegue y cinturón de empuje presenta grandes variaciones y se correlaciona con la precipitación y por lo tanto las tasas de erosión. Es mayor en Bolivia al norte de la curva en 18ºS y promedios 135 kilometros. Este acortamiento se distribuye en un estrecho cinturón (~ 70 km), la definición de una puesta a punto de cuña pronunciada (~ 7-8º entre la pendiente topográfica y chapuzón desprendimiento subcutáneo). Hacia el sur de Bolivia, el acortamiento promedio se reduce a 100 kilometros que definen una cuña mucho más suave (~ 2º). La precipitación es consistentemente 2-4 más pequeño. Más al sur, el acortamiento disminuye cuando el cinturón de empuje desaparece en el norte de Argentina. El acortamiento de las mesetas Altiplano y Puna ha sido difícil de evaluar debido a varias razones. Sin embargo, estimaciones brutas de la reducción total de se han hecho revelando que Cordillera Oriental y el acortamiento Altiplano es mucho menor que el acortamiento subandino. Al sur de 24º S, la cantidad de acortamiento andino es aún más poco conocida. Algunas estimaciones de alrededor de 70 km en el Sistema de Santa Bárbara y Cordillera Oriental algunas excepciones. Hacia el oeste, en la meseta de la Puna, el acortamiento no se conoce del todo. Sin embargo, el mayor alivio y abundante exposición de rocas pre-cenozoicas indican ya sea un acortamiento más joven o más grande en la Puna que en el Altiplano. Patrones magmáticas en todo el Altiplano-Puna Hay tres tipos de centros volcánicos pueden ser identificados. Su distribución espacial y temporal da pistas importantes del proceso tectónico en curso en toda la zona. La cadena volcánica principal se compone esencialmente de complejos stratovolcanic, y se caracteriza por gruesas lavas andesíticas y dacítico asociado con flujos piroclásticos, cúpulas y depósitos de avalanchas calientes. Los mayores complejos volcánicos de la Tierra se pueden encontrar en esta área, alcanzando alturas de más de 6.700 m en algunos casos). Las erupciones en las altas elevaciones en asociación con altos penachos y fuerte de oeste a este vientos han influido en la distribución de airfall depósitos. Como era de esperar, el material de grano grueso se localiza cerca de los centros mientras que las partículas de grano fino se pueden encontrar camino en el antepaís del Chaco. La meseta (en la parte posterior de arco) se caracteriza por andesítica gigante para dacítico hojas ignimbrita, que estallaron durante el Mioceno tardío-Pleistoceno, algunos de ellos sólo observable a escalas de imágenes de satélite. Estas erupciones se produjeron a partir de grandes calderas alineados en paralelo con el arco principal o en cadenas volcánicas transversales que cruzan la meseta. En términos generales, estos eventos donde asociadas con fusión de la corteza gran escala inducidos por la intrusión de magmas procedentes del manto en la corteza engrosada. Por último, pequeña monogenética máficas y fisuras flujos en la parte posterior de arco se han encontrado para ser de Oligoceno al Mioceno temprano o tarde a la edad Mioceno reciente.En general, estos basáltica a MAFIC flujos andesíticos son de origen manto. Son más abundantes en la meseta de la Puna meridional y están asociados con fallas extensionales o de desgarre en la zona. Algunos de ellos presentan la corteza o químicos shoshonítica firmas. La distribución espacial y evolución temporal de la actividad volcánica sugieren, como se verá más adelante, que la parte central de la losa debajo del Altiplano-Puna mesetas impregnada con el tiempo, mientras que los flancos norte y sur se mantuvo poco profunda o convertirse progresivamente superficial. La distribución espacial y temporal de la actividad volcánica sufre cambios dramáticos. Durante finales del Oligoceno al Mioceno temprano a la actividad se concentra entre los 24º-25ºS y muestra una fuerte actividad 24-21 Ma decreciente durante 20-16 Ma. Además magmática y el acortamiento de la corteza La idea pronto para explicar el engrosamiento cortical en términos de adición magmáticas no tuvo en cuenta forthe cantidad de volumen de la corteza requerida para explicar el presente protuberancia (1 o 2 órdenes de magnitud en la diferencia, que hace que incluso grandes errores en cualquier estimación menos importante), a menos el engrosamiento de la corteza terrestre ha estado sucediendo desde el Jurásico. Esto contradice la creencia general de que gran parte del levantamiento andino comenzó hace 15-25 Ma. En general se piensa que la adición magmática durante el último 15 Ma sólo puede explicar 1,5% del volumen de la corteza necesario. A pesar de que la actividad magmática no puede ser considerada como la principal razón para el engrosamiento de la corteza terrestre, es fundamental para entender el proceso en sí, ya que los magmas y el calor que afectan en gran medida el transporte de la reología y comportamiento mecánico de la corteza. Características de pequeña escala también pueden ser controlados fundamentalmente por magmas. En términos generales, se cree comúnmente que el acortamiento de la corteza es el proceso principal de engrosamiento cortical. Sin embargo, persisten las discrepancias del orden de 10 a 20% y deben ser explicados en términos de adición magmático y el potencial underplating de material forearc tectónicamente erosionado.