El cinturón de Cariri Velhos es un cinturón de rocas en Brasil que se deformaron y se metamorfosearon en el Neoproterozoico temprano . [1] El cinturón se extiende desde el Atlántico a más de 700 kilómetros (430 mi) tierra adentro en dirección SWW. El ancho del cinturón varía de 100 a 50 kilómetros (62 a 31 millas). [2]
El cinturón de Cariri Velhos se encuentra intercalado en un mosaico con varios cinturones de ciclo brasileño en la provincia de Borborema, una provincia geológica en el noreste de Brasil. El cinturón incluye una serie de ortogneises , metavolcanic y rocas metasedimentarias . No se sabe si los eventos tectónicos de placas que llevaron a la formación de las correas están relacionados con el ensamblaje del supercontinente Rodinia .
Cinturón Orogénico de Asia Central ( CAOB , también conocido como Altaids ) es uno de los orógenosaccretionarios más grandes de la Tierra y evolucionó durante unos 800 millones de años desde el último Mesoproterozoico hasta el Triásico temprano . Contiene un registro de los procesos geodinámicos durante uno de los episodios más importantes de crecimiento continental en el tiempo de Phanerozoic .
Ubicación [ editar ]
El CAOB se extiende desde las montañas de los Urales hasta el Océano Pacífico , ocupando un área de aproximadamente 5.3 millones de kilómetros cuadrados, aproximadamente el 11% de la superficie de Asia . Está limitada al norte por el cratón de Siberia y al sur por el cratón del norte de China y el cráter de Tarim, que proporciona el sustrato para la cuenca del Tarim . La CAOB abarca partes de seis naciones: China , Mongolia , Rusia , Kazajstán , Kirguistán y Uzbekistán . Incluye cordilleras al norte del Tíbet , incluyendo laTian Shan (chino para "montañas celestiales") donde se expone un buen ejemplo de acreción de arco paleozoico. Las montañasde Altai de Rusia, Kazajstán, el noroeste de China y el oeste de Mongolia también exponen un complejo terreno de acreción. Las rocas CAOB también están bien expuestas en Kazajstán, la cordillera sur de Gobi en el sur de Mongolia, Beishan y Mongolia interior en el norte de China, las montañas Sayan en el sur de Siberia justo al norte de Mongolia, las cordilleras de Buriatia en el sur de Siberia al sur del lago Baikal , y en el lejano oriente de china y rusia.
Evolución geológica [ editar ]
Ha habido mucha discusión sobre la evolución tectónica de la CAOB en las últimas dos décadas, y estas interpretaciones se dividen en dos grupos generales.
Un grupo de investigadores sugiere que el cinturón creció, en el Neoproterozoico y el Paleozoico, desde el margen de la cría de Siberia hacia el sur a través de la acumulación de arcos de islas y bloques continentales precámbricos hasta que la evolución se terminó por colisión con las cratonas del norte de China y Tarim en El último paleozoico al mesozoico temprano. [1] Se debate la posición paleogeográfica original de los bloques continentales, pero algunos estudios sugieren una afinidad de Gondwana de muchos terranes alóctonos, [2] mientras que otros infieren un origen siberiano o tarim para los mismos bloques. [3]El segundo grupo de investigadores considera que el CAOB está compuesto principalmente por un enorme complejo de subducción-acreción paleozoico, [4] que se acumuló contra un solo arco magmático largo.
La CAOB, al igual que otros orógenos accretionarios importantes, consiste en:
- Cuñas de acreción;
- sistemas de arco isleño, antebrazo y arco posterior, ofiolitas engran parte desmembradas , mesetas oceánicas;
- bloques de corteza continental más antigua, que van desde arcaicos hasta neoproterozoicos;
- granito sinorogénico y rocas metamórficas, incluidas las rocas metamórficas HP-UHP exhumadas ,
- cuencas sedimentarias clásticas;
- Granitoides post-colisionales y suites ígneas intraplaca. Las zonas de cizallamiento paleozoico tardío a gran escala siguen el grano orogénico.
Existen muchas controversias sobre la evolución tectono-magmática de CAOB. Uno es el problema de la corteza juvenil frente a la reciclada en la formación de rocas ígneas CAOB. Por un lado, se considera que la CAOB es el sitio más importante de formación de la corteza juvenil desde el Neoproterozoico, ya que durante su amalgamación, que involucró terrenos de diferentes orígenes geodinámicos cubiertos por unidades magmáticas, se generaron enormes cantidades de magmas graníticos con isotópicos juveniles firmas . [5] Sin embargo, las edades de zirconio detrital y xenocrystic recientemente obtenidas confirmaron un papel importante para la corteza más antigua en la evolución del orógeno. [6]
El modesto neoproterozoico y los enormes espectros de la edad del circono paleozoico medio temprano coinciden muy bien con el crecimiento de la corteza CAOB, pero los picos más antiguos de ~ 1.8 Ga y ~ 2.7 Ga sugieren la participación de la corteza más antigua.
La Orogenia de África Oriental ( EAO ) es el escenario principal de la asamblea neoproterozoicade Gondwana Oriental y Occidental (Australia-India-Antártida y África-Sudamérica) a lo largo del Cinturón de Mozambique .
Asamblea de Gondwana [ editar ]
La idea de que Gondwana se reunió durante el Precámbrico Tardío a partir de dos fragmentos más antiguos a lo largo del Cinturón panafricano de Mozambique se propuso por primera vez a principios de los años ochenta. [3] Una década más tarde, esta colisión continental se denominó Orogenia de África Oriental, pero también se dio cuenta de que no era la simple reunión de dos mitades. Más bien, fue el conjunto fragmentario de varios elementos cratónicos mucho más pequeños que una vez formaron un supercontinente anterior (hoy conocido como Rodinia ), un proceso que eventualmente culminó en el supercontinente de Gondwanan, de vida relativamente corta. [2]
Se han propuesto dos escenarios parcialmente incomparables para este montaje. [4] En un modelo, la EAO evolucionó de una orogenia de acreción que involucraba la amalgama de arcos y se convirtió en una orogenia de colisión cuando el continente neoproterozoico Azania chocó con el Bloque Congo-Tanzania-Bangweulu en c. 640 ma . [5] En otro modelo, el montaje de East Gondwana c. 750 a 530 Ma fue un proceso multifase que incluyó dos períodos principales de orogénesis: la EAO más antigua ( c. 750 a 620 Ma ) y la Orogenia Kuunga más joven( c. 570 a 530).Ma ). [6] En el escenario anterior, la Orogenia Kuunga de este último escenario son dos eventos coetáneos: las colisiones entre la India y Australia-Antártida oriental y Azania y la India. Además, los dos orógenos de este último escenario se cruzan en Madagascar, la ubicación propuesta de la colisión Azania-India, y esta parte de la Orogenia Kuunga debería llamarse Orogenia Malgache . [7]
La erosión y la explosión del Cámbrico [ editar ]
La orogenia del este de África dio como resultado la formación de una enorme cadena montañosa, conocida como la Supermountain Transgondwanan, que tenía más de 8,000 km (5,000 mi) de largo y 1,000 km (620 mi) de ancho. La deposición sedimentaria de esta cadena montañosa, conocida como el Super fan de Gondwana, excedió los 1,000,000 km 3 (240,000 cu mi) o el equivalente a cubrir los Estados Unidos con c. 10 km (6.2 mi) de sedimento, duró 260 millones de años y coincidió con la explosión cámbrica , la repentina radiación de la vida en la Tierra c. 550 ma . Estas deposiciones sedimentarias sin precedentes probablemente hicieron posible la evolución de la vida temprana. [8]
El orógeno se erosionó hasta tal punto que en la época ordovícica se había nivelado a una superficie de plantación en Etiopía. [9] [10]
Cenozoico reapertura [ editar ]
El Sistema Cenozoico de Rift del África Oriental evolucionó principalmente a lo largo del complejo patrón de los sistemas de prerrequisito Proterozoico en África oriental. [11] Pasa a través del Cinturón de Mozambique al este del Cratón de Tanzania .
La orogenia de Grenville fue un evento de construcción de montañas mesoproterozoico de larga duración asociado con el montaje del supercontinente Rodinia . Su registro es un prominente cinturón orogénico que abarca una parte significativa del continente norteamericano, desde Labrador hasta México , así como a Escocia .
La corteza orogénica de Grenville de la edad mesoproterozoica media-tardía (c. 1250–980 Ma ) se encuentra en todo el mundo, pero generalmente solo los eventos que ocurrieron en los márgenes sur y este de Laurentia se reconocen bajo el nombre de "Grenville". [1]
Estos eventos orogénicos también se conocen como la orogenia Kibaranen África y la orogenia Dalslandian en Europa Occidental .
Escala de tiempo [ editar ]
El problema de cronometrar la orogenia de Grenville es un área de cierta controversia hoy. El calendario descrito en el trabajo reciente de Toby Rivers [2] se deriva de la bien conservada provincia de Grenville y representa uno de los registros más detallados de la orogenia. Esta clasificación considera la designación clásica de Grenville para cubrir dos ciclos orogénicos separados; Las orogenias de Rigolet, Ottawan y Shawingian componen el Ciclo de Grenville, y la orogenia elzeviriana es propia. Debido al gran tamaño del área afectada por los eventos de Grenville, existe cierta variación en el tiempo a través del cinturón orogénico. [1] Las variaciones regionales acontinuación analizan las desviaciones locales de la línea de tiempo de Rivers, presentadas aquí.
Las edades se aproximan de la actividad magmática asociada con los ciclos individuales de la orogenia. Las brechas en las edades de los ciclos de compresión y el análisis de isótopos de la hornblenda, la biotita y el feldespato de potasio sugieren que se estaba produciendo una extensión cuando la compresión había cesado momentáneamente. [3] [4]
El documento de Rivers de 2008 ha examinado el momento de los diferentes períodos de la orogenia y ha reconstruido la línea de tiempo basándose en el metamorfismo espacial y temporal de las rocas presentes. De acuerdo con esta nueva versión de la línea de tiempo que es un compuesto de Rivers 1997 y Gower y Krogh 2002, la orogenia elzeviriana ocurre desde 1240 a 1220 Ma, la Shawinigan ocurre desde 1190 a 1140 Ma y ya no es parte del ciclo de Grenville, Ottawan (ahora 1090-1020 Ma) y Rigolet (todavía 1010-980 Ma) se convierten en fases que se agrupan en la orogenia de Grenvillian. [5]
Tectónica general [ editar ]
La reconstrucción de los eventos de la orogenia está en curso, pero la opinión generalmente aceptada es que los márgenes este y sur de Laurentia fueron márgenes convergentes activos hasta el comienzo de la colisión continental. Este tipo de subducción (tipo B) tiende a colocar arcos magmáticos en o cerca del borde de la placa superior en las zonas de subducción modernas, y se puede encontrar evidencia de arcos de islas contemporáneos (c. 1300–1200 Ma) en todo el orógeno de Grenville. Los Andes de América del Sur son considerados un análogo moderno. [1]Desde alrededor de c. 1190–980 Ma (el tiempo real varía según la localidad) dos bloques continentales separados chocaron con Laurentia. Se piensa que ambos eventos de colisión son análogos a la colisión que impulsa el crecimiento moderno de la gama Himalaya . [1] [6] Durante algún tiempo se creyó que uno de los bloques era el continente de la Amazonia, pero la evidencia paleomagnética ahora ha demostrado que este no es el caso. [7]
Estos períodos de empuje y metamorfismo no eran continuas, sino más bien interrumpidos por períodos relativamente tranquilas, durante los cuales AMCG ( anortosita / mangerite / charnoquita / granito ) plutones se introdujo en la roca de caja . [1] Polaridades de subducción (placa que anula) que varían según la región y el tiempo. Algunos remanentes de arco de la isla se colocaron en el margen de Laurent, y algunos se acrecentaron durante la orogenia. [8] [9] La temporización de estos eventos está limitada por las relaciones transversales observadas en el campo, así como por SHRIMP ( microsonda de iones sensibles de alta resolución).) y TIMS ( espectrometría de masas de ionización térmica ) datación uranio-plomo . [10]
El primer período de actividad tectónica fue la acumulación de un arco isleño en algún momento durante la orogenia elzeviriana. [7] Antes de la acumulación del arco de la isla, se realizaba una subducción entre una placa continental y, presumiblemente, una placa oceánica. Los impulsores de la losa y el campo lejano, como el empuje de la cresta, ayudaron a cerrar la distancia entre el arco de la isla y el continente. Dependiendo del ángulo de subducción, la deformación de la corteza continental ya estaba teniendo lugar y engrosando la litosfera. Por 1.19 Ga la cuenca del arco de Elzevir se estaba cerrando. [3]
De 1.18 a 1.14 Ga extensión se estaba produciendo en el área. [3] Ya sea debido al enfriamiento litosférico, también conocido como hundimiento térmico, o la actividad de compresión en el área reactivó algunas fallas extensionales. La extensión está marcada por las edades isotópicas de las rocas mencionadas anteriormente. Además, existe la formación de cuencas sedimentarias, lo que significa que el margen estaba lo suficientemente inactivo como para que los sedimentos pudieran acumularse. Sin embargo, en algunas áreas de 1.16 a 1.13 Ga, coeval con la extensión, hay evidencia de que todavía existía el empuje y el emplazamiento de los terrenos ocurridos. [3]
De acuerdo con un modelo, el empuje hacia el oeste ocurrió de 1.12 a 1.09 Ga y luego la extensión fue la actividad tectónica primaria hasta 1.05 Ga. [3] Fue en este punto que se exhumó el Terullo de Granulitis Central y se produjo un magmatismo menor. [7]
La razón precisa para el cambio de compresión a extensión es desconocida, pero puede ser el resultado de un colapso gravitacional, delaminación del manto, la formación de una pluma debajo de un supercontinente, cambios en los conductores de campo lejano en la distribución del estrés, o cualquier combinación de razones originadas Del hecho de que nuestro planeta es dinámico. [7] El historial de compresión y extensión cíclica de esta área es similar al ciclo de Wilson . En esta zona del mundo, el ciclo de Wilson estaría creando la cuenca para el océano protoatlántico ( Océano Iapetus )
Litología general [ editar ]
Hoy en día, el orógeno de Grenville está marcado por las correas de pliegue y empuje en el noroeste y los regímenes metamórficos de alta presión, así como el magmatismo distintivo de la suite AMCG. El metamorfismo es comúnmente de facies de anfibolita y granulita , es decir, temperatura media a alta y alteración de la presión. Metagabbros eclegitizados ( rocas metamórficas ultramáficas de muy alta presión ) se encuentran en algunas localidades y probablemente representan áreas de enterramiento más profundo y / o colisión más intensa. [11] A lo largo del orógeno, estas secuencias de rocas metamórficas de alta presión se cortan mediante plutones intrusivos de AMCG, generalmente interpretados como syn- o post-tectónicos. El plutonismo AMCG se asocia generalmente conAfloramiento astosférico bajo la litosfera adelgazada . [1] [12] Esto se deriva de la teoría de que el plutonismo de AMCG es impulsado por la acumulación de basalto de olivino tholeiite en la base de la corteza continental durante la extensión tectónica. [3] La litosfera puede adelgazarse por convección o por deslaminación, en la que se despega la parte inferior de la litosfera. Ambos modelos han sido propuestos para la orogenia de Grenville. [3]
La orogenia de Grenville se puede clasificar en tres secciones según la estructura, la litología y la termocronología. Las tres secciones, respectivamente llamadas Cinturón de Gneis, Cinturón Metasedimentario y Terreno Granulita, están todas separadas por zonas de corte. [4] [7]
El Cinturón de Gneis se compone de gneises y anfibolitas que se metamorfosearon en la parte superior de anfibolita a facies de granulita. El empuje en esta sección era de ángulo bajo, pero tendría el potencial de aumentar y girar a medida que continuaba y evolucionaba. El cizallamiento en esta área se conoce como cizallamiento dúctil, lo que significa que el material se estaba enfriando y se volvió sólido, pero aún se comportaba de manera viscosa o plástica.
La edad de este cinturón es de aproximadamente 1.8 a 1.18 Ga. Se cree que el metamorfismo regional ha deformado esta área a aproximadamente 1.4 Ga y el empuje metamórfico a aproximadamente 1.16 a 1.12 Ga. [4] [7]
El Cinturón Metasedimentario es predominantemente sedimentario y rocas volcánicas que se han sometido a greenschist a metamorfismo de facies granulita. Las subdivisiones de este cinturón incluyen los dominios Bancroft, Elzevir, Sharbot Lake y Frontenac y Adirondack Lowlands. En este cinturón se sabe que el magmatismo ocurrió entre 1.42 y 1.04 Ga, dependiendo de la ubicación. Al igual que con el Cinturón de Gneis, se cree que el metamorfismo ocurrió en aproximadamente 1.16 Ga. [4] [7]
El Granulite Terrane se compone de gneises meta-ígneos que incluyen macizos anortositas. Las anorthositas se forman en plutones y están compuestas principalmente de plagioclasa. Las rocas de la provincia de Grenville en Canadá están incluidas en esta categoría. El magmatismo más antiguo conocido en esta área data de 1.32 Ga aproximadamente. El metamorfismo de facies granulitas comenzó alrededor de 1.15 Ga y continuó durante aproximadamente 150 Ma después del inicio, sin embargo, la continuidad del metamorfismo no se puede determinar. [4] [7]
Variaciones regionales [ editar ]
Es importante separar la historia tectónica local de la banda orogénica a gran escala para comprender la orogenia. Para este propósito, el orógeno de Grenville generalmente se divide en cuatro localidades: la extensión sur en Texas y México, los Apalaches , los Adirondack y la bien estudiada Provincia de Grenville de Canadá. Una parte del orógeno se puede encontrar en Escocia, pero debido a la proximidad de Escocia a la provincia de Grenville antes de la apertura del Océano Iapetus (Océano Atlántico moderno), los dos comparten en gran medida la misma historia. [1] [14]
Texas y México [ editar ]
Texas y México representan el margen sur de Laurentia, y probablemente chocaron con un continente diferente al involucrado en la colisión oriental. [6] La orogenia zapoteca de México es coetánea con las etapas posteriores de la orogenia de Grenville, y en general se consideran una y la misma. [15] Los protolitos ígneos mesoproterozoicos (metamorfoseados a facies granulitas durante la orogenia) se dividen en dos grupos de edad en México; do. 1235–1115 Ma y c. 1035-1010 Ma. Las rocas del antiguo grupo llevan firmas geoquímicas que implican un arco isleño y una cuenca de arco posterior.procedencia. El último grupo representa el magmatismo de AMCG. Estas rocas AMCG son algo anómalas en el orógeno de Grenville, no se conoce ningún evento orogénico que preceda inmediatamente a su emplazamiento. [15] Se ha sugerido que el régimen de subducción por debajo del margen Laurentiana (actualmente en Texas, al norte de la mexicana acreción de Terrane ) terminó alrededor de 1.230 Ma, y que subducción polaridad invertida para que el continente chocar norte, ya que el levantamiento de Llano, que registra la historia de Grenville en Texas, no muestra evidencia de arco magmatismo después de este tiempo. [9]
Apalaches [ editar ]
Las montañas de los Apalaches contienen pequeñas exposiciones aisladas del orógeno de Grenville. El más grande de estos, el Long Range Inlier, comprende las Montañas Long Range de Newfoundland. Otras exposiciones incluyen los macizos Shenandoah y French Broad , que comprenden la provincia Blue Ridge de Virginia. Las rocas Blue Ridge consisten en varios gneises de facies de anfibolita superior y granulita, introducidas por charnockitas y rocas granitoides. Estas rocas ígneas fueron enterradas en tres intervalos: c. 1160–1140 Ma, c. 1112 Ma, y c. 1080–1050 Ma, y son de textura masiva a débilmente foliada . [1]
Adirondacks [ editar ]
Esta región consiste en una cúpula masiva de roca proterozoica en la frontera de Nueva York y Canadá. Tanto los pulsos orogénicos elzevirianos (c. 1250–1190 Ma) como los de Ottawan (c. 1080–1020 Ma) se registran en los Adirondacks , produciendo roca metamórfica de alto grado. Una zona de cizallamiento de alta tensión en el noroeste separa la cúpula en las Tierras Altas al sureste y las Tierras Bajas al noroeste. Se cree [7] [16] que la zona de cizallamiento (el Cartago-Colton) era un límite transpresional durante el Ottawan, cuando las Tierras Altas estaban sobre las Tierras Bajas. [1]
Provincia de Grenville [ editar ]
La provincia de Grenville lleva el nombre de la aldea de Grenville en Quebec y constituye la parte más joven del Escudo canadiense . Dado que el área no ha sufrido ninguna sobreimpresión metamórfica regional desde la orogenia, se considera un área de estudio ideal para las tectónicas de edad de Grenville y pre-Grenville. Por lo tanto, la mayor parte de lo que se sabe sobre la orogenia y sus procesos se deriva de la provincia de Grenville.
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