La orogenia de Brasiliano o ciclo de Brasiliano ( portugués : orogênese Brasiliana y Ciclo Brasiliano ) se refiere a una serie de orogenias de la era neoproterozoica expuestas principalmente en Brasil,pero también en otras partes de América del Sur . La orogenia brasileña es un nombre regional para la orogenia panafricana / brasileña más grande que se extendió no solo en Sudamérica sino en la mayor parte de Gondwana . [1] En un sentido amplio, la orogenia brasileña incluye también la orogenia pampeana . Almeida et al. acuñó el término ciclo orogénico brasileño en 1973. La orogenia llevó al cierre de varios océanos y aulacógenos, entre ellos el océano Adamastor , el océano Goianides , el océano Puncoviscana [nota 1] y el océano peri-franciscano. [4]
Los intentos de correlacionar los cinturones brasileños de Sudamérica con los cinturones panafricanos africanos en el otro lado del Atlántico en muchos casos han sido problemáticos. [5]
Cinturones y provincias del cinturón [ editar ]
| Nombre | Ubicación moderna | Cratones cercanos | Océano cerrado asociado | Detalles |
|---|---|---|---|---|
| Cinturón de Apiaí | Sureste de Brasil , Sur de Brasil | |||
| Cinturón de Araçuaí (Portugués :Faixa Araçuaí ) | Noreste de Brasil ,Sudeste de Brasil | San Francisco Cratón [2] | El Cinturón de Araçuaí es la parte oeste de un orógeno que incluía al orógeno del Congo Occidental. La ruptura y apertura del Atlántico Sur dividió el orógeno en una parte de África y una parte de América del Sur. El cinturón de Araçuaí se encuentra al este de São Francisco Craton y al noreste de los cinturones de Brasilia y Ribeira. [6] | |
| Provincia de Borborema | Noreste de brasil | La provincia de Borborema es una provincia geológica en el noreste de Brasil que contiene varios cinturones de orogenia brasileños. La provincia de Borborema se encuentra entre el Craton de São Francisco y el Craton de São Luis . Los cinturones de contrapartida africana y la continuación se encuentra entre el Congo Cratón y el África Occidental Cratón . [7] | ||
| Cinturon de brasilia | Noreste de Brasil ,Sudeste de Brasil | São Francisco Cratón , bloque Paranapanema [2] | ||
| Dom Feliciano Belt | Brasil del sur, este de Uruguay | Río de la Plata Cratón | Oceano de brasil | El Cinturón Dom Feliciano es un cinturón orogénico en el sur de Brasil y el este de Uruguay. Se ha sugerido que el cinturón de Damara en el sur de África formó la parte oriental del cinturón antes de que el Atlántico sur se hundiera. El cinturón contiene los restos de un arco volcánico que posiblemente fue el resultado de la subducción de lalitosfera del océano Adamastor o de la litosfera de una placa tectónica al oeste del cinturón. El Cinturón Dom Feliciano claramente carece de rocas metamórficas dealta temperatura o evidencia de una sutura .[5] |
| Orogen pampeano | Argentina | Río de la Plata Cratón [2] | Océano pampeano[2] | |
| Cinturón de Paraguai | Centro-oeste de brasil | Amazónica Craton, San Francisco Craton , bloque Paranapanema ,Río de la Plata Craton [2] | Océano de Brazilides[2] | El Cinturón de Paraguai se encuentra en el área entre los cratones del Amazonas , São Francisco y Río de la Plata . Su curva oroclinal está probablemente endeudada con la forma irregular del Craton amazónico. La formación del cinturón de Paraguai está asociada con el cierre del océano Clymene.El cinturón tiene edades de deformación asimiladas como el orógeno pampeano más al sur de Argentina. [8] |
| Rioacho do Pontal Belt | Noreste de brasil | |||
| Cinturón de Ribeira (Portugués:Faixa Ribeira ) | Sudeste de brasil | São Francisco Cratón , bloque Paranapanema ,Luís Alves Cratón [2] | Oceano de brasil | El cinturón de Ribeira es un orógeno muy erosionado en el sureste de Brasil . El cinturón de Ribeira resultó de la colisión de dos continentes . La mayor parte de ladeformación orogénica ocurrió hace 590 a 563 millones de años . [9] |
| Cinturón Rio Paraná | Centro-oeste de brasil | |||
| Rio Pardo Belt | Noreste de brasil | |||
| Cinturon Rio Preto | Noreste de brasil | |||
| Cinturón Sergipano | Noreste de brasil | San Francisco Cratón [2] | El cinturón de Sergipano se encuentra al noreste del Craton de São Francisco . Elmetamorfismo de las rocas del cinturón alcanza las facies de anfibolitas . |
Orogenia de Cadomia fue un evento tectónico o una serie de eventos en el Neoproterozoico tardío , alrededor de 650-550 Ma , que probablemente incluyó la formación de montañas. Esto ocurrió en el margen del continente Gondwana , involucrando una o más colisiones de arcos de islas y la acumulación de otro material en una zona de subducción . Los eventos precisos, y la posición geográfica, son inciertos, pero se cree que involucran los territorios de Avalonia , Armórica e Iberia. Las rocas deformadas en la orogenia se encuentran en varias áreas de Europa, incluyendo el norte de Francia, la región central de Inglaterra., sur de Alemania, Bohemia, sur de Polonia y el suroeste de la Península Ibérica . El nombre proviene de Cadomus , el nombre latino de Caen , norte de Francia. L Bertrand le dio a la orogenia su nombre en 1921, y le dio el nombre de Cadomus como el nombre galo de Caen en Normandía . [1] Definió el final como marcado por lechos rojos del Paleozoico Inferior.
La interpretación es que el cinturón se formó como una corteza oceánica subducida debajo de la masa de tierra armórica de manera similar a los Andes . Los sedimentos depositados en el margen continental fueron empujados arriba sobre el continente, al mismo tiempo como intrusiones de calcialcalinas ocurrieron magmas.
Sótano [ editar ]
Las rocas del basamento pre cadomienses consisten en período orosírico o Paleoproterozoico Icart gneis fecha en cerca de 2.018 millones de años atrás . Estos se exponen en Guernsey y en el cabo La Hague en Bretaña . Esto se denomina la sucesión icartiana. Cerca de Trégor, el gneis en el complejo Cadomian Perros-Guirec ha sido U-Pb, que data de hace 1.790 millones de años . SarkTambién tiene un sótano gneis. Vidal et al. estudió las relaciones de isótopos de estroncio y concluyó que el basamento no está ampliamente presente por debajo de la orogenia de Cadomia, y Rabu et al. Argumentó que los gneis de superficie existentes son fragmentos desprendidos del cratón africano. Sin embargo, es posible que exista un sótano de gneis en profundidad debajo de Normandía y Bretaña. Este gneis era conocido anteriormente como Pentevrian. Sin embargo, ahora se sabe que las rocas tipo Pentevrian no son anteriores a la orogenia de Cadomia, y este nombre ya no es apropiado para el Icart Gneiss. [2]
Brioveriano [ editar ]
La secuencia brioveriana se depositó durante o antes del período Ediacaran hace 750 a 540 millones de años . La mayor parte de estos sedimentos son lutolita , roca sedimentaria o arenisca , pero también hay algunos conglomerado , phtanites ( cuarcita cementada con cal contaminada) y piedra caliza . Estos parecen estar depositados en un ventilador submarino.. También hay ácidos y volcanes básicos intercalados. Algunos autores creen que hubo una discordancia durante la sucesión brioveriana, ya que hay piedras de fitita en las partes superiores que se cree que están erosionadas de las partes inferiores, pero esto aún no es concluyente.
El magmatismo cadomiano ha sido fechado en las intrusiones y volcanes hace 690 a 500 millones de años . La diorita de cuarzo foliada ocurre en Baie de St Brieuc, en Coutances , La Hague, Guernsey , Alderney y Sark . Estos solo tienen una fecha aproximada de hace 700 a 580 millones de años . El último magmatismo identificado es el Jersey Dyke Swarm de hace 425 millones de años .
La fusión parcial ha dado lugar a migmatitas . Estas correas de formas llevan el nombre de Saint-Malo , Dinan y St Cast en el noreste de Bretaña. El valle de Rance tiene una secuencia metamórfica que incluye filitas , anfibolitas , metatexitas y diatexitas que se han fundido en granito . Las leucogranitas y los granitos anatécticos se han derivado de la fusión de sedimentos. Este de Bretaña y Baja Normandía contiene el batolito manceliano que consiste en intrusiones de granodiorita y granito. Estos otros plutones se derivan de masas fundidas fraccionadas cristalizadas.
En la Baie de St Brieuc y cerca de Coutances, en la región de Manche y Trégor , hay lavas de almohadas , el basalto hizo erupción bajo el agua. Una etapa posterior de los volcanes ácidos en forma de andesita y riolita se produjo en los sedimentos brioverianos de Jersey hace 533 millones de años , y en St Germain-le-Gaillard, en la Baja Normandía. En la región de Tregor hay unidades llamadas Tuffs de Tréguier e Ignimbrites de Lézardrieux .
El extremo sur del golfo de Saint-Malo, entre Tregor y Cancale, muestra las estructuras deformacionales de la orogenia de Cadomia. Se trata de plegamientos verticales de este a oeste a noreste. La esquistosidad se desarrolla paralelamente al plano axial de los pliegues. Facies prehnite-pumpellyita hasta mediados de facies anfibolita han sido producidos por metamorfismo . El movimiento se concentró en correas de corte como en St Cast . El movimiento en las correas fue sinistral y horizontal.
Durante la orogenia se formaron los cinturones de migmatita del noreste de Bretaña. Las migmatitas de Baie de St Brieuc y St Malo se deformaron con la estructura típica.
Post orogenia [ editar ]
Después de la orogenia, los sedimentos continentales se lavaron sobre las rocas cadomianas deformadas. Incluyen conglomerado y arenisca en Bretaña, Jersey y Alderney. Los lechos rojos de Cap Frehel datan de hace 472 millones de años . Estos depósitos posteriores a la orogenia se descargaron de canales de corriente trenzados. Las cuencas para estos sedimentos siguieron el grano estructural en la Orogenia Cadomiana.
Modelos [ editar ]
Hay dos modelos generales para la formación de la orogenia de Cadomia.
En primer lugar, por Jean-Pierre Brun & P. Bale, la compresión al suroeste de un arco volcánico y una cuenca de arco posterior en el borde del continente en las regiones de St Malo y Mancellian hace 590 millones de añosformó la orogenia. El engrosamiento de la corteza se produjo después.
En segundo lugar, PJ Treloar considera que el macizo armoricano del norte se formó a partir de una serie de terrenos hace 540 millones de años , sus uniones son las zonas de corte. Los terranes son conocidos como St Brieuc, St Malo y Mancellian terranes. La deformación en este modelo es causada por la subducción oblicua y es un deslizamiento por impacto, pero no engrosamiento de la corteza. Los cinturones de migmatita se explicarían entonces por el alto flujo de calor en las cuencas marginales.
No hay comentarios:
Publicar un comentario