El Cinturón de Mozambique es una banda en la corteza terrestre que se extiende desde el este de la Antártida hasta el este de África hasta el escudo árabe-nubio . Se formó como una sutura entre placas durante la orogenia panafricana , cuando se formó Gondwana .
El Cinturón de Mozambique incluye componentes creados cuando se abrió el Océano de Mozambique y otros creados cuando el océano más tarde se cerró.
Extensión [ editar ]
La parte occidental del Cinturón de Mozambique está compuesta principalmente de gneises de grado anfibolitosuperior , rocas remodeladas del Cratón de Tanzania y del Cinturón de Usagaran, colocadas entre 2,970 y 2,648 millones de años atrás. La parte oriental tiene rocas derivadas de arco de alto grado que tienen una edad de 841 a 632 millones de años.
Las diferencias pueden indicar el origen en dos cuencas diferentes, con las rocas de la cuenca oriental empujadas sobre las de la cuenca occidental durante el cierre del océano de Mozambique entre 585 y 550 millones de años atrás. [2]
Formación [ editar ]
Muchos geólogos consideran que el océano de Mozambique se formó durante la desintegración de Rodinia entre 800 y 700 millones de años, acompañado de actividad volcánica. El magmatismo de este período se encuentra en África Oriental y Madagascar, aunque no en el Cinturón sur de Mozambique. El océano probablemente separó el cratón de Kalahari del craton combinado Congo - Tanzania , y separó el bloque Madagascar-India del bloque Congo-Tanzania. El océano comenzó a cerrarse entre Madagascar-India y Congo-Tanzania hace entre 700 y 580 millones de años, con un cierre entre 600 y 500 millones de años. [3]
Las rocas expuestas en Kenia y Tanzania incluyen sedimentos de ruptura y metasedimentos de margen pasivo del margen continental neoproterozoico temprano . También incluyen material antiguo de la corteza de Tanzania que ha sido reelaborado. Hubo un tiempo en el que se pensaba que el cinturón había sido causado por la colisión del este y el oeste de Gondwana. Según una teoría más reciente, Gondwana se formó durante un período prolongado a partir de la acumulación de terrenos independientes.
Las rocas del Cinturón de Mozambique se formaron a partir de una capa inferior magmática y un período de residencia en la corteza media inferior, seguido de un enfriamiento entre 640 y 620 millones de años. Las rocas fueron exhumadas hace más de 500 millones de años. Los niveles de la corteza más profunda se elevaron con el cierre del océano de Mozambique y los restos del arco de la corteza superior se eliminaron con la erosión.
La orogenia panafricana fue una serie de eventos orogénicos neoproterozoicos importantes relacionados con la formación de los supercontinentes Gondwana y Pannotia hace unos 600 millones de años. [1] Esta orogenia también se conoce como la Orogenia de Pan-Gondwanan u Saldanian . [2] La orogenia panafricana y la orogenia de Grenville son los sistemas de orogenias más grandes conocidos en la Tierra. [3] La suma de la corteza continental. formado en la orogenia panafricana y en la orogenia de Grenville, el neoproterozoico es el período de la historia de la Tierra que ha producido la mayor parte de la corteza continental.
Historia y terminología [ editar ]
El término Panafricano fue acuñado por Kennedy en 1964 para un evento tectono-térmico a aproximadamente 500 Ma cuando una serie de cinturones móviles en África se formaron entre cratones africanos mucho más antiguos . En ese momento, se utilizaron otros términos para eventos orogénicos similares en otros continentes, es decir, Brasiliano en América del Sur; Adelaidean en Australia; y Beardmore en la Antártida.
Más tarde, cuando la tectónica de placas llegó a ser generalmente aceptada, el término panafricano se extendió a todo el supercontinente Gondwana. Debido a que la formación de Gondwana abarcó varios continentes y se extendió desde el Neoproterozoico hasta el Paleozoico temprano, el Panafricano ya no podía considerarse una única orogenia, sino más bien un ciclo orogénico que incluía la apertura y el cierre de varios océanos grandes y las colisiones de varios Bloques continentales. Además, los eventos panafricanos son contemporáneos con la orogenia cadomiana en Europa y la orogenia baikaliana en Asia, y la corteza de estas áreas probablemente formó parte de Pannotia (es decir, Gondwana cuando se formó por primera vez) durante el Precámbrico.[4]
Los intentos de correlacionar los cinturones panafricanos africanos con los cinturones brasileños sudamericanos del otro lado del Atlántico en muchos casos han sido problemáticos. [5]
Cinturones Pan-africanos [ editar ]
Los cinturones orogénicos que comprenden el sistema panafricano incluyen:
- El escudo árabe-nubio , que se extiende desde Etiopía hasta el sur de Levante, está asociado con la apertura del Mar Rojo . [6]
- El Cinturón de Mozambique , que se extiende desde el este de la Antártida hasta el este de África hasta el Escudo Árabe-Nubio , se formó como una sutura entre las placas durante la orogenia panafricana. [7] El océano de Mozambique comenzó a cerrarse entre Madagascar-India y el Congo - Tanzania cratón hace entre 700 y 580 millones de años, con cierre entre 600 y 500 millones de años. [8]
- El Cinturón de Zambeze se ramifica desde el Cinturón de Mozambique en el norte de Zimbabwe y se extiende hasta Zambia. [9]
- El Cinturón Damara está expuesto en Namibia entre los cratones del Congo y Kalahari y continúa hacia el sur en los cinturones costeros de Gariep y Saldania y hacia el norte en el Cinturón de Kaoko. Es el resultado del cierre de los océanos Adamastor y Damara e incluye dos horizontes asociados con una severa glaciación ecuatorial explicada por la hipótesis de Snowball Earth . [10]
- El Arco de Lufil es muy probablemente una continuación del Cinturón de Damara en Namibia con el que se conecta en el norte de Botswana. Es un arco amplio que llega al norte hasta el sur de la República Democrática del Congo y Zambia. [9]
- Los cinturones de Gariep y Saldania se extienden a lo largo del extremo oeste y sur del Kalahari Craton. También el resultado del cierre del océano Adamastor, los depósitos marinos, los montes submarinos y los ofiolitos que contienen se acumularon en el margen de Kalahari alrededor de 540 Ma. Incluyen el granito en Sea Point, Ciudad del Cabo visitado por Charles Darwin en 1836. [11]
- El Cinturón Kaoko se ramifica al noroeste desde el Cinturón Damara hasta Angola. También producido por el cierre del océano Adamastor, este cinturón incluye una zona de cizalla conocida como la línea de Puros 733-550 Ma en el sur de Angola. Contiene 2030-1450 rocas de basamento fuertemente deformadas de edad Ma , probablemente derivadas del Congo Craton, mezcladas con gneises granitoides del Arcaico tardío de origen desconocido. No se conocen arcos de islas u ofiolotes del Cinturón Kaoko. [12]
- El West Congo Belt es el producto de 999-912 Ma-rift a lo largo del margen occidental del Congo Craton, seguido por la formación de una cuenca en la parte delantera sobre la cual se depositó el cinturón 900-570 Ma. En el cinturón occidental alóctono paleo y basamento Mesoproterozoico anular la secuencia de antepaís. Incluye depósitos glaciales similares a los del Arco de Lufil y está conjugado con el Cinturón de Araçuaí en Brasil. [12]
- El cinturón transahariano de 3000 km de longitud se extiende al norte y al este de los más de 2000 Cratones de África Occidental que bordean los escudos tuareg y nigerianos . Consiste en un basamento pre-neoproterozoico fuertemente deformado y rocas oceánicas neoproterozoicas que contienen ofiolita, prismas acrecionadores , rocas metamórficas relacionadas con el arco y de alta presión que datan de 900-520 Ma. [13]
- Los cinturones centroafricanos entre el Congo y los escudos nigerianos están formados por rocas neoproterozoicas y granitoides deformados intercalados con cuñas de sótano paleoproterozoico. La parte sur es el producto de una colisión continental durante la cual se introdujo en el Cratón del Congo. Las partes central y norte son zonas de empuje y cizallamiento correlacionadas con estructuras similares en Brasil. Los cinturones en África Central continúan hacia el este como el Cinturón de Oubanguide con el que forman la Zona de Corte de África Central . [14]
- La metacración sahariana entre las montañas Hoggar y el río Nilo consiste en un sótano arcaico-paleoproterozoico sobreimpreso de granitoides panafricanos. [13]
- El Cinturón Rokelide pasa a lo largo del margen occidental del Archaean Man Shield en el sur de Craton de África Occidental. Se deformó intensamente durante la orogenia panafricana, con un pico alcanzado alrededor de 560 Ma y puede ser un cinturón de acreción.
La orogenia de Sveconorwegian fue un sistema orogénico activo de hace 1140 a 960 millones de años y actualmente está expuesto como el cinturón orogénico de Sveconorwegian en el suroeste de Suecia y el sur de Noruega. [1] [2] En Noruega, el cinturón orogénico está expuesto al sureste de la parte frontal del sistema de nappas de Caledonia y en las ventanas de nappe . [3] El orogen Sveconorwegian se agrupa comúnmente dentro de los grenvilliano Mesoproterozoico orógenos. [4]Contrariamente a muchos otros cinturones orogénicos conocidos, el borde este de los orógenos de Sveconorwegian no tiene ninguna zona de suturaconocida con ofiolitos . [3]
Segmentos tectónicos [ editar ]
El cinturón orogénico orogen de Sveconorwegian está compuesto por cinco segmentos, en gran parte compuestos por gneis que se rompieron por extensión y compresión en el lapso de tiempo entre 1140 y 980 millones de años. [1] De oeste a este, los segmentos son los territorios de Telemarkia, Bamble, Kongsberg e Idefjorden más el segmento oriental. Los segmentos están separados entre sí por zonas de corte a gran escala . [5]
- Bamble Terrane: El Bamble Terrane se encuentra junto con Kongsberg Terrane como una pequeña franja entre los grandes terrenos de Idefjorden y Telemarkia. El terreno muestra metamorfismo de anfibolita a facies granulita . [6]
- Idefjorden Terrane: El Idefjorden Terrane se originó a partir de la actividad magmática de 1660 a 1520 millones de años y está compuesto por rocas volcánicas , plutónicas y metasedimentarias . [5] Este metamorfismo, magmatismo y acreción antes de la participación de los terranes en la orogenia de Sveconorwegian se conoce como el evento gótico . [6] Entre 1050 y 980 millones de años, la participación de Idefjorden Terrane en la orogenia de Sveconorwegian hizo que sus rocas llegaran al greenschist para metamorfismo de facies de anfibolitas, e incluso facies de granulite en algunas localidades. [6]Al este, el territorio, junto con el segmento oriental, termina a lo largo de una zona de cizalla que contiene mylonite . La Zona Mylonite, como se conoce a esta zona de cizalla, se extiende como un arco desde el graben de Oslohasta el norte de Halland pasando por el Lago Vänern . [5] El estado de Idefjorden Terrane como un verdadero terreno se disputa. [4]
- Kongsberg Terrane: El Kongsberg Terrane muestra metamorfismo de las facies granulita y de anfibolita. Se coloca como una pequeña cuña entre los terrenos más grandes de Idefjorden y Telemarkia. [6]
- Telemarkia Terrane: Telemarkia Terrane se formó hace unos 1520 a 1480 millones de años por un breve período de magmatismo y es muy heterogénea en su composición de rocas. [5] La parte occidental del territorio alberga el Cinturón Magmático de Sirdal, que está formado por granitoides que incluyen ortogneiss . Las rocas ígneas del cinturón magmático de Sirdal son de carácter calcalcalino, lo que implica que están relacionadas con un antiguo sistema de subducción . [4] No se sabe si Telemarkia Terrane se originó a partir de un bloque transpuesto de corteza fennoscandiana o si se deriva de otro craton "exótico", posiblemente de la Amazonia . [3]
- Segmento oriental: a diferencia de los otros segmentos que son terrenos alóctonos, el segmento oriental está formado por una corteza continental local reelaborada del Cinturón Ígneo Transscandinavo . [3] [6] En otras palabras, no ha sido transportado a través de lejos por la tectónica de placas . [3] Es probable que también se haya modificado la corteza de la orogenia Svecofennian mucho más antigua en el segmento oriental. [7] Lasrocas en el segmento oriental alcanzaron presiones y temperaturas extremadamente altas durante la orogenia de Sveconorwegian, lo que resultó en un metamorfismo de facies de eclogita y granulita .Los eclogitas encontrados en el segmento oriental tenían una profundidad de 35 a 40 kilómetros durante el metamorfismo causado por la orogenia que convirtió sus protolitos en eclogita. [8] El límite del Segmento Oriental y el orógeno Sveconorwegian con rocas Svecofennianas y Transcandinavas de Fennoscandiaconsiste en la Zona de Deformación Frontal de Sveconorwegian y la Zona de Protogine . [5]
Desarrollo [ editar ]
El período entre 1050 y 980 millones de años fue la fase más activa de la orquestación de Sveconorwegian con Telemarkia e Idefjord Terranes sujetos a metamorfismo , engrosamiento de su corteza y deformación. Este episodio, conocido como la fase de Agder, fue seguido por la fase de Falkenberg que duró hasta hace 970 millones de años, durante la cual la orogenia se propagó hacia el este. [5]Hay diferentes opiniones sobre la naturaleza de la orogenia. Una visión, conocida como "clásica", postula que una colisión continente-continente , posiblemente con la Amazonía, se encargó de dar a las correas orogénicas sus características actuales. Una visión alternativa postulada en 2013 afirma que tal colisión probablemente no ocurrió, ya que las características del orógeno se explicarían únicamente como resultado de la subducción y acreción de terrenos más pequeños. Estas diferentes vistas tienen implicaciones para la configuración del antiguo supercontinente Rodinia . [4]
La parte sur de lo que eventualmente se convertiría en la Región de Gneis Occidental de Noruega formó migmatitas y fue invadida por granitos durante la orogenia. [10] Hace unos 920 millones de años, después de la orogenia, el granito de Bohus invadió el terreno de Idefjorden.
No hay comentarios:
Publicar un comentario