La orogenia alpina u orogenia Alpide es una fase orogénica en el Mesozoico Tardío [1] (Eoalpine) y el Cenozoico actual que ha formado las cadenas montañosas del cinturón Alpide . Estas montañas incluyen (de oeste a este) el Atlas , el Rif , la Cordillera Bética , los Montes Cantáricos , los Pirineos , los Alpes , los Montes Apeninos , los Alpes Dináricos , las Islas Helénides , los Cárpatos , losLas montañas de los Balcanes y el macizo de Rila - Rhodope , el Tauro , las Tierras Altas de Armenia , el Cáucaso , el Alborz , el Zagros, el Hindu Kush , el Pamir , el Karakoram y el Himalaya . [ cita requerida ] A veces aparecen otros nombres para describir la formación de cadenas montañosas separadas: por ejemplo, la orogenia de los Cárpatos para los Cárpatos , la orogenia helénica para los Hellenideso la orogenia del Himalayapara el Himalaya .
La orogenia alpina también ha conducido a la formación de rasgos geológicos más distantes y pequeños, como el Anticlínea Weald-Artois en el sur de Inglaterra y el norte de Francia, cuyos restos se pueden ver en las crestas de tiza del Norte y el Sur de Inglaterra. . Sus efectos son particularmente visibles en la Isla de Wight , donde el Grupo Chalk y los estratos del Eoceno se doblan casi verticalmente, como se ve en las exposiciones en Alum Bay y Whitecliff Bay , y en la costa de Dorset cerca de Lulworth Cove . [ cita requerida ]Las tensiones derivadas de la orogenia alpina causaron el levantamiento cenozoico de la cordillera de los Sudetes [2] y posiblemente fallaronrocas tan lejos como Öland en el sur de Suecia durante el Paleoceno . [3]
La orogenia alpina es causada por los continentes África e India y la pequeña placa de Cimmeria que colisiona (desde el sur) con Eurasia en el norte. Los movimientos convergentes entre las placas tectónicas (la placa india y la placa africana desde el sur, la placa euroasiática desde el norte y muchas placas y microplacas más pequeñas) ya habían comenzado en el Cretácico temprano , pero las fases principales de la construcción de montañas comenzaron en el Paleoceno al eoceno. El proceso continúa actualmente en algunas de las cadenas montañosas de Alpide.
La orogenia alpina es considerada una de las tres fases principales de la orogenia en Europa que definen la geología de ese continente, junto con la orogenia caledoniana que formó el Viejo Continente de Arenisca Rojacuando los continentes Baltica y Laurentia colisionaron en el Paleozoico temprano , y el Herciniano o la orogenia variscana que formó Pangea cuando Gondwana y el Viejo Continente de Arenisca Roja colisionaron en la mitad del Paleozoico tardío.
La orogenia andina (en español : Orogenia andina ) es un proceso continuo de orogenia que comenzó en el Jurásico temprano y es responsable del ascenso de las montañas de los Andes . La orogenia es impulsada por la reactivación de un sistema de subducción de larga vida a lo largo del margen occidental de América del Sur . A escala continental, el Cretácico (90 Ma ) y el Oligoceno (30 Ma) fueron periodos de reacomodos en la orogenia. A nivel local, los detalles de la naturaleza de la orogenia varían según el segmento y el período geológico considerado.
Descripción general [ editar ]
La orogenia de subducción ha estado ocurriendo en lo que hoy es el oeste de Sudamérica desde la ruptura del supercontinente Rodinia en el neoproterozoico . [1] Las orogenias paleozoica pampeana , famatiniana y gondwanesa son los precursores inmediatos de la orogenia andina posterior. [2] Las primeras fases de la orogenia andina en el Jurásico y el Cretácico temprano se caracterizaron por la tectónica extensional , el rifting , el desarrollo de cuencas de arco de retroceso y el emplazamiento de batolitos grandes .[1] [3] Se presume que este desarrollo se ha relacionado con la subducción de la litosfera oceánica fría. [3] Durante el Cretácico medio altardío ( hace aproximadamente 90 millones de años), la orogenia andina cambió significativamente su carácter. [1] [3] Se cree que la litosfera oceánica, más cálida y más joven, comenzó a subducirse debajo de América del Sur en esta época. Este tipo de subducción se hace responsable no solo de la intensa deformación contraccional a laque fueron sometidas las diferentes litologías, sino también del levantamiento y la erosión que se sabe que ocurrieron desde el Cretácico Superior en adelante. [3] Placa tectónica reorganización desde mediados del Cretácico también podría haber estado vinculado a la apertura del Océano Atlántico Sur . [1] Otro cambio relacionado con los cambios tectónicos de la placa del Cretácico medio fue el cambio en la dirección de subducción de la litosfera oceánica, que pasó de tener un movimiento del sudeste a un movimiento del noreste hace unos 90 millones de años. [4] Si bien la dirección de subducción cambió, permaneció oblicua (y no perpendicular) a la costa de América del Sur, y el cambio de dirección afectó a varias zonas de subducción, fallas paralelas que incluyen Atacama , Domeyko y Liquiñe-Ofqui . [3] [4]
La subducción de ángulo bajo o la subducción de losas planas ha sido común durante la orogenia andina que condujo a acortamiento y deformación de la corteza y la supresión del volcanismo de arco . La subducción de losas planas ha ocurrido en diferentes momentos en varias partes de los Andes, con el norte de Colombia (6–10 ° N), Ecuador (0–2 ° S), el norte de Perú (3–13 ° S) y el centro-norte de Chile. y Argentina (24-30 ° S) experimentando estas condiciones en la actualidad. [1]
El crecimiento tectónico de los Andes y el clima regional han evolucionado simultáneamente y se han influenciado mutuamente. [5] La barrera topográfica formada por los Andes detuvo el ingreso de aire húmedo en el actual desierto de Atacama. Esta aridez, a su vez, cambió la redistribución superficial normal de la masa a través de la erosión y el transporte fluvial, modificando la deformación tectónica posterior. [5]
En el Oligoceno, la placa de Farallón se rompió, formando las placas modernas de Cocos y Nazca que marcaron una serie de cambios en la orogenia andina. La nueva Placa de Nazca se dirigió luego a una subducción ortogonal con América del Sur que causó una elevación desde siempre en los Andes, pero causó el mayor impacto en el Mioceno . Si bien los diversos segmentos de los Andes tienen sus propias historias de elevación, en conjunto, los Andes han aumentado significativamente en los últimos 30 millones de años ( presencia del Oligoceno ). [6]
Orogenia por segmento [ editar ]
Colombia, Ecuador y Venezuela (12 ° N – 3 ° S) [ editar ]
Los bloques tectónicos de corteza continental que se habían separado del sudeste de América del Sur en el Jurásico se unieron nuevamente al continente en el Cretácico Superior al colisionar oblicuamente con él. [6] Este episodio de acreción ocurrió en una secuencia compleja. La acumulación de arcos de islas contra el noroeste de América del Sur en el Cretácico temprano condujo al desarrollo de un arco magmático causado por la subducción. La falla romeral en Colombia constituye la sutura entre los territorios acumulados del resto de América del Sur. Alrededor del Cretácico: límite del Paleógeno (hace aproximadamente 65 millones de años), la meseta oceánica delGran provincia ígnea caribeña chocó con América del Sur. La subducción de la litosfera a medida que se acercaba la meseta oceánica a América del Sur llevó a la formación de un arco magmático que ahora se conserva en la Cordillera Real del Ecuador y la Cordillera Central de Colombia. En el Mioceno, una isla de arco y tierra (Chocó terrane) chocó contra el noroeste de América del Sur. Este terreno forma parte de lo que hoy es el Departamento de Chocó y Panamá Occidental . [1]
La Placa del Caribe chocó con América del Sur en el Cenozoico temprano, pero cambió su movimiento hacia el este. [6] [7] El movimiento de fallas de Dextral entre la placa sudamericana y caribeña comenzó hace 17 a 15millones de años. Este movimiento fue canalizado a lo largo de una serie de fallas de deslizamiento , pero estas fallas por sí solas no son responsables de toda la deformación. [8] La parte norte del Megashear Dolores-Guayaquil forma parte de los sistemas de fallas dextrales, mientras que en el sur el megashear corre a lo largo de la sutura entre los bloques tectónicos acrecentados y el resto de Sudamérica. [9]
Norte de Perú (3–13 ° S) [ editar ]
Mucho antes de la orogenia andina, la mitad norte del Perú fue objeto de la acumulación de terranes en el Neoproterozoico y el Paleozoico . [10] La deformación orogénica andina en el norte del Perú se puede rastrear hasta el Albiano (Cretácico Temprano). [11]Esta primera fase de deformación, la fase Mochica [nota 1] , se evidencia en el plegamiento de los sedimentos del Grupo Casmacerca de la costa. [10]
Las cuencas sedimentarias en el oeste de Perú cambiaron de condiciones marinas a continentales en el Cretácico Tardío como consecuencia de un levantamiento vertical generalizado. Se cree que el levantamiento en el norte del Perú está asociado con el acreción contemporáneo del territorio Piñón en Ecuador. Esta etapa de la orogenia se llama la fase peruana. [10] Además de la costa peruana, la fase peruana afectó o causó el acortamiento de la corteza a lo largo de la Cordillera Oriental y la inversión tectónica de la Cuenca de Santiago en la zona subandina . Sin embargo, la mayor parte de la zona subandina no se vio afectada por la fase peruana. [12]
Después de un período sin mucha actividad tectónica en el Eoceno temprano, la fase incaica de la orogenia ocurrió en el Eoceno medio y tardío. [11] [12] Ningún otro evento tectónico en los Andes occidentales del Perú se compara con la Fase Incaica en magnitud. [11] [12] El acortamiento horizontal durante la Fase Incaica resultó en la formación del cinturón de pliegue y empuje de Marañón . [11] Una inconformidad que atraviesa el cinturón de pliegue y empuje de Marañón muestra que la Fase Incaica terminó hace más de 33 millones de años en el Oligoceno más antiguo. [10]
En el período posterior al Eoceno, los Andes del norte del Perú fueron sometidos a la Fase Quechua de la orogenia. La Fase Quechua se divide en subfases Quechua 1, Quechua 2 y Quechua 3. [nota 2] La Fase Quechua 1 duró desde hace 17 a 15 millones de años e incluyó una reactivación de las estructuras de la Fase Inca en la Cordillera Occidental . [nota 3] Hace 9 a 8 millones de años, en la Fase Quechua 2, las partes más antiguas de los Andes en el norte de Perú fueron empujadas hacia el noreste. [10] La mayor parte de la zona subandina del norte de Perú se deformó hace 7 a 5 millones de años (Mioceno tardío) durante la fase de quechua 3. [10] [12]El subandino apilado en un cinturón de empuje . [10]
El auge del Mioceno de los Andes en Perú y Ecuador provocó un aumento de las precipitaciones orográficas a lo largo de las partes orientales y el nacimiento del moderno río Amazonas . Una hipótesis vincula estos dos cambios al suponer que el aumento de las precipitaciones provocó un aumento de la erosión y esta erosión llevó a llenar las cuencas de las tierras andinas más allá de su capacidad y que habría sido la sedimentación excesiva de la cuenca en lugar del auge de los Andes que hicieron las cuencas de drenaje. Fluye hacia el este. [12] Anteriormente, el interior del norte de Sudamérica drenaba hacia el Pacífico.
Oroclina boliviana (13–26 ° S) [ editar ]
La subducción andina temprana en el Jurásico formó un arco volcánico en el norte de Chile conocido como Arco de La Negra . Los remanentes de este arco ahora están expuestos en la Cordillera de la Costa de Chile . Varios plutones fueron emplazados en la Cordillera de la Costa de Chile en el Jurásico y el Cretácico Temprano, incluyendo el Batolito de Vicuña Mackenna . [13] Más al este, en latitudes similares, en Argentina y Bolivia, el sistema de ruptura de Salta se desarrolló durante el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano. [14]
La Cuenca de Pisco , alrededor de la latitud 14 ° S, fue objeto de una transgresión marina en las épocas de Oligoceno y Mioceno temprano (25–16 Ma [15] ). [16] En contraste, la Cuenca Moquégua al sureste y la costa al sur de la Cuenca Pisco no vio transgresión durante este tiempo sino un aumento constante de la tierra. [dieciséis]
Desde el Mioceno tardío en adelante, la región que se convertiría en el Altiplano se elevó desde las elevaciones bajas a más de 3,000 msnm . Se estima que la región aumentó 2000 a 3000 metros en los últimos diez millones de años. [17] Junto con este levantamiento varios valles incisas en el flanco occidental del Altiplano. En el Mioceno, la falla de Atacama se movió, elevando la cordillera de la costa chilena y creando cuencas sedimentarias al este. [18] Al mismo tiempo, los Andes alrededor de la región del Altiplano se ampliaron para superar cualquier otro segmento andino de ancho. [6] Posiblemente se hayan perdido unos 1000 km de litosferadebido al acortamiento litosférico.[19] Durante la subducción, el extremo occidental de laregióndel antebrazo [nota 4] se flexionó hacia abajo formando una monoclina gigante. [20] [21] Por el contrario, la región al este del Altiplano se caracteriza por deformación y tectónica a lo largo de un complejo cinturón de pliegue y empuje . [20]En toda la región que rodea el Altiplano y lasmesetas de Puna se ha acortado horizontalmente desde el Eoceno . [22]
En el sur de Bolivia, el acortamiento litosférico ha provocado que la cuenca de la parte andina se mueva hacia el este con respecto al continente a una tasa promedio de ca. 12–20 mm por año durante la mayor parte del Cenozoico. [19] [nota 5] A lo largo del Noroeste argentino, el levantamiento andino ha provocado que las cuencas de las tierras andinas se separen en varias cuencas sedimentarias intermontanas aisladas menores. [23] Hacia el este la acumulación de costra en Bolivia y la Argentina Norwest causó un norte-sur levantamiento flexural, conocido como Asunción arco a desarrollarse en Paraguay. [24]
Se cree que el levantamiento del Altiplano se debe a una combinación de acortamiento horizontal de la corteza y al aumento de las temperaturas en el manto (adelgazamiento térmico). [1] [20] La curva en los Andes y la costa oeste de América del Sur conocida como la Oroclina boliviana se mejoró con el acortamiento horizontal Cenozoico, pero ya existía independientemente de ella. [20]
Además de las causas directas, las características particulares de la región oroclina-altiplana boliviana se atribuyen a una variedad de causas más profundas. Estas causas incluyen una inclinación local del ángulo de subducción de la placa de Nazca, un mayor acortamiento de la corteza y una convergencia de la placa entre las placas de Nazca y Sudamérica, una aceleración en la deriva hacia el oeste de la Placa de América del Sur y un aumento de la tensión de corte entre la Nazca y platos sudamericanos. Este aumento en la tensión de corte podría a su vez estar relacionado con la escasez de sedimentos en la zanja de Atacama, que es causada por las condiciones áridas a lo largo del desierto de Atacama . [6] Capitanio et al.. atribuye el ascenso del Altiplano y la flexión de la Oroclina boliviana a las distintas edades de la Placa de Nazca subducida, con las partes más antiguas de la placa subducidas en el centro de la Oroclina. [25] Como Andrés Tassara lo expresa, la rigidez de la corteza de Oroclina boliviana se deriva de las condiciones térmicas . La corteza de la región occidental ( antebrazo ) de la oroclina ha sido fría y rígida, resistiendo y dañando el flujo hacia el oeste del material de la corteza dúctil más cálido y más débil desde debajo del Altiplano. [21] La orogenia cenozoica en la oroclina boliviana ha producido un anatexis significativo de las rocas de la corteza incluyendoMetasedimentos y gneises que dan lugar a la formación de magmas peraluminosos . Estas características implican que la tectónica y el magmatismo cenozoicos en partes de los Andes bolivianos es similar a la observada en los orógenos colisionales. El magmatismo peralumino en la Cordillera Oriental es la causa de las mineralizaciones de clase mundial del cinturón de estaño boliviano . [26]
El científico Adrian Hartley cree que el auge del Altiplano ha mejorado la aridez o semiaridez que ya prevalece en el desierto de Atacama al proyectar una sombra de lluvia sobre la región. [27]
Chile central y Argentina (26–39 ° S) [ editar ]
En las latitudes entre 17 y 39 ° S, el desarrollo del Cretácico Tardío y del Cenozoico de la orogenia andina se caracteriza por una migración hacia el este del cinturón magmático y el desarrollo de varias cuencas de tierras altas . [3] Se cree que la migración hacia el este del arco se debe a la erosión por subducción . [28]
En las latitudes de 32-36 ° S -que es el centro de Chile y la mayor parte de la provincia de Mendoza - la orogenia andina apropiada comenzó en el Cretácico Tardío cuando cuencas retroarco fueron invertidas . Inmediatamente al este de los primeros andes, se desarrollaron las cuencas de la parte delantera de los Andes y su hundimiento por flexión causó la entrada de aguas desde el Atlántico hasta el frente del orógeno en el Maastrichtiano . [29] Los Andes en las latitudes de 32–36 ° S experimentaron una secuencia de elevación en el Cenozoico que comenzó en el oeste y se extendió hacia el este. Comenzando hace unos 20 millones de años en el Mioceno, la Cordillera Principal.(Frontera Argentina-Chile) comenzó un levantamiento que duró hasta hace unos 8 millones de años. [29] Desde el Eoceno hasta el Mioceno temprano, los sedimentos [nota 6] se acumularon en la Cuenca Extensional Abanico , una cuenca alargada de norte a sur en Chile que se extendió desde 29 ° a 38 ° S. Inversión tectónica de 21 a 16 millones de años Hizo colapsar la cuenca y los sedimentos se incorporaron a la cordillera andina. [30] Antes de que terminara el levantamiento del Mioceno de la Cordillera Frontal, la Cordillera Frontal hacia el este comenzó un período de levantamiento que duró desde hace 12 a 5 millones de años. Más al este, la Precordillera se elevó en los últimos 10 millones de años y las Sierras PampeanasHa experimentado una elevación similar en los últimos 5 millones de años. La parte más oriental de los Andes en estas latitudes tenía su geometría controlada por fallas antiguas que datan de la orogenia de San Rafael del Paleozoico . [29] Las Sierras de Córdoba (parte de las Sierras Pampeanas), donde se pueden observar los efectos de la antigua orogenia pampeana , deben su modernización y alivio a la orogenia andina en el Terciario . [31] Del mismo modo, el Bloque de San Rafael al este de los Andes y al sur de las Sierras Pampeanas se crió en el Mioceno durante la orogenia andina. [32]En términos generales, la fase de orogenia más activa en el área del sur de la provincia de Mendoza y el norte de la provincia de Neuquén (34–38 ° S) ocurrió en el Mioceno tardío mientras que el volcanismo de arco ocurrió al este de los Andes. [32]
En las latitudes más al sur (36–39 ° S), se registran varias transgresiones marinas del Jurásico y Cretácico del Pacífico en los sedimentos de la Cuenca de Neuquén . [nota 7] En el Cretácico Tardío las condiciones cambiaron. Se produjo una regresión marina y los cinturones de pliegue y empuje de Malargüe (36 ° 00 S), Chos Malal (37 ° S) y Agrio (38 ° S) comenzaron a desarrollarse en los Andes y lo hicieron hasta el Eoceno . Esto significó un avance de la deformación orogénica desde el Cretácico Tardío que hizo que la parte occidental de la Cuenca de Neuquén se amontonara en las bandas de pliegue y de empuje de Malargüe y Agrio. [33] [32] En el oligocenoLa parte occidental del cinturón de pliegue y empuje estaba sujeta a un corto período de tectónica extensional cuyas estructuras se invirtieron en el Mioceno . [33] [nota 8] Después de un período de inactividad, el cinturón de plegado y empuje de Agrio reanudó su actividad limitada en el Eoceno y luego nuevamente en el Mioceno tardío. [32]
En el sur de la provincia de Mendoza, los cinturones de pliegue y empuje de guañacos (36.5 ° S) aparecieron y crecieron en el plioceno y el pleistoceno, consumiendo las franjas occidentales de la cuenca neuquina. [33] [32]
Andes del norte de la Patagonia (39–48 ° S) [ editar ]
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Andes del sur de la Patagonia (48–55 ° S) [ editar ]
El desarrollo temprano de la orogenia andina en el sur de Sudamérica afectó también a la Península Antártica . [36] En el sur de la Patagonia al inicio de la orogenia andina en el Jurásico , la tectónica extensional creó la cuenca Rocas Verdes , una cuenca de arco posterior cuya extensión sureste sobrevive como el Mar de Weddell en la Antártida. [36] [37] En el Cretácico Tardónico, el régimen tectónico de la Cuenca de Rocas Verdes cambió y se transformó en una cuenca compresora de la parte delantera ( la Cuenca de Magallanes ) en elCenozoico . Este cambio se asoció con un movimiento hacia el este del depocentro de la cuenca y la obducción de ofiolitos . [36] [37] El cierre de la Cuenca Rocas Verdes en el Cretácico está relacionado con el metamorfismo de alto grado de la Cordillera Darwin Complejo Metamórfico en el sur de Tierra del Fuego . [38]
A medida que avanzaba la orogenia andina, América del Sur se alejó de la Antártida durante el Cenozoico que condujo primero a la formación de un istmo y luego a la apertura del Pasaje Drake hace 45 millones de años. La separación de la Antártida transformó la tectónica de los Andes fueguinos en un régimen transpresivo con fallas de transformación . [36] [nota 9]
Hace unos 15 millones de años en el Mioceno, la cresta de Chile comenzó a subdividirse debajo del extremo sur de la Patagonia (55 ° S). El punto de subducción, la triple unión se ha movido gradualmente hacia el norte y se encuentra actualmente a 47 ° S. La subducción de la cresta ha creado una "ventana" o brecha que se mueve hacia el norte en la astenosfera debajo de Sudamérica.
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