La orogenia de Algoman , conocida como la orogenia de Kenoran en Canadá, fue un episodio de formación de montañas ( orogenia ) durante el Eón Arcaico Tardío que involucró episodios repetidos de colisiones continentales , compresiones y subducciones . La provincia Superior y el terreno del valle del río Minnesota chocaron hace unos 2.700 a 2.500 millones de años. La colisión dobló la corteza terrestre y produjo suficiente calor y presión para metamorfosearse.la roca. Se agregaron bloques a la provincia Superior a lo largo de un límite de 1.200 km (750 millas) que se extiende desde el este de Dakota del Sur actual hasta el área del lago Huron. La orogenia de Algoman puso fin al Archaen Eon, hace unos 2.500 millones de años ; duró menos de 100 millones de años y marca un cambio importante en el desarrollo de la corteza terrestre.
El escudo canadiense contiene cinturones de rocas metavolcánicas y metasedimentarias formadas por la acción del metamorfismo sobre rocas volcánicas y sedimentarias. Las áreas entre cinturones individuales consisten en granitos o gneises graníticos que forman zonas de falla . Estos dos tipos de cinturones se pueden ver en las Wabigoon, Quetico y Wawa subprovincias ; el Wabigoon y Wawa son de origen volcánico y el Quetico es de origen sedimentario. Estas tres subprovincias se encuentran linealmente en cinturones orientados del suroeste al noreste de unos 140 km (90 millas) de ancho en la parte sur de la Provincia Superior.
La provincia de esclavos y partes de la provincia de Nain también se vieron afectadas. Hace entre 2000 y 1700 millones de años, estos se combinaron con los cratones de Sask y Wyoming para formar el primer supercontinente , el supercontinente Kenorland . [1]
Descripción general
A lo largo de la mayor parte del Archean Eon, la Tierra tuvo una producción de calor al menos dos veces mayor que la actual. El momento del inicio de la tectónica de placas aún se debate, pero si la tectónica moderna estuviera operativa en el Arcaico, los flujos de calor más altos podrían haber causado que los procesos tectónicos fueran más activos. Como resultado, las placas y los continentes pueden haber sido más pequeños. No se encuentran bloques anchos de hasta 3 Ga en los escudos precámbricos . Sin embargo, hacia el final del Arcaico, algunos de estos bloques o terrenos se unieron para formar bloques más grandes soldados entre sí por cinturones de piedra verde . [2]
Dos de esos terrenos que ahora forman parte del escudo canadiense chocaron hace unos 2.700 a 2.500 millones de años . Estos eran la provincia Superior y el gran terreno del valle del río Minnesota, el primero compuesto principalmente de granito y el segundo de gneis . [3] Esto llevó al episodio de formación de montañas conocido como orogenia de Algoman en los Estados Unidos (llamado así por Algoma , condado de Kewaunee, Wisconsin ), [4] : 5 y la orogenia de Kenoran en Canadá. [5] : 32 [6] Su duración se estima entre 50 y 100 millones de años. [5] : 32 El límite actual entre estos terrenos se conoce como la zona tectónica de los Grandes Lagos (GLTZ). Esta zona tiene 50 km (30 millas) de ancho y se extiende en una línea de aproximadamente 1.200 kilómetros de largo desde el centro de Dakota del Sur , hacia el este, pasando por el centro de la Península Superior de Michigan , hasta la región de Sudbury, Ontario . La región permanece ligeramente activa hoy. [5] : 214–215 La ruptura en el GLTZ comenzó hace unos 2.500 millones de años al final de la orogenia algoman.
La orogenia afectó las regiones adyacentes del norte de Minnesota y Ontario en la provincia Superior [7] [8] : 157 , así como el Esclavo y la parte oriental de la provincia de Nain , una región de influencia mucho más amplia que en las orogenias posteriores. [8] : 158 Es la orogenia datable más antigua en América del Norte [9] : 1 y puso fin al Eón Arcaico. [8] : 152 El final del Eón Arcaico marca un cambio importante en el desarrollo de la corteza terrestre : la corteza se formó esencialmente y alcanzó espesores de unos 40 km (25 millas) bajo los continentes. [8] : 158
Tectónica
La colisión entre terrenos dobló la corteza terrestre y produjo suficiente calor y presión para metamorfosear la roca existente en ese momento. Las repetidas colisiones continentales, la compresión a lo largo de un eje norte-sur y la subducción dieron como resultado el levantamiento de las montañas Algoman. [6] Esto fue seguido por intrusiones de plutones de granito [10] y cúpulas batolíticas dentro de los gneises [11] hace unos 2.700 millones de años ; [12] dos ejemplos son el granito del Sagrado Corazón del suroeste de Minnesota y los metagabros Watersmeet Domes ( gabros metamorfoseados ) que se extienden a ambos lados de la frontera de Wisconsin y la península superior de Michigan . Después de que las intrusiones solidificaron, nuevas tensiones en el cinturón de piedra verde provocaron un movimiento horizontal a lo largo de varias fallas y movieron enormes bloques de la corteza verticalmente en relación con los bloques adyacentes. [12] Esta combinación de plegamiento, intrusión y fallas construyó cadenas montañosas en todo el norte de Minnesota, el norte de Wisconsin, la península superior de Michigan y el extremo sur de Ontario. [12] Rocas ígneas y metamórficas de alto grado están asociadas con la orogenia. [13]
Al extrapolar los lechos ahora erosionados e inclinados hacia arriba, los geólogos han determinado que estas montañas tenían varios kilómetros de altura. Proyecciones similares de los lechos inclinados hacia abajo, junto con mediciones geofísicas en los cinturones de piedra verde en Canadá, sugieren que las rocas metavolcánicas y metasedimentarias de los cinturones se proyectan hacia abajo al menos unos pocos kilómetros. [5] : 32
Diorita
La acción del metamorfismo en la frontera entre los cuerpos de granito y gneis produce una sucesión de rocas volcánicas y sedimentarias metamorfoseadas llamadas cinturones de piedra verde . [5] : 31 La mayoría de las rocas volcánicas Arcaicas se concentran dentro de cinturones de piedra verde; [14] : 45 el color verde proviene de minerales, como clorita , epidota y actinolita que se formaron durante el metamorfismo. [9] : 1 Después de que ocurrió el metamorfismo, estas rocas fueron dobladas y falladas en un sistema de montañas por la orogenia algoman. [7]
Los lechos volcánicos tienen un espesor de 8 a 9 km (26 000 a 30 000 pies). [4] : 5 Hace unos 2.700 millones de años, el cinturón de piedra verde fue sometido a nuevas tensiones que provocaron el movimiento a lo largo de varias fallas. Las fallas tanto a pequeña como a gran escala son típicas de la deformación de la banda de piedra verde. [15] : 37 Estas fallas muestran un movimiento vertical y horizontal en relación con los bloques adyacentes. [5] : 31 Las fallas a gran escala ocurren típicamente a lo largo de los márgenes de los cinturones de piedra verde donde están en contacto con rocas graníticas encerradas. [15] : 38 El movimiento vertical puede ser de miles de metros y se producen movimientos horizontales de muchos kilómetros a lo largo de algunas zonas de falla. [15] : 38
En algún momento antes de hace 2.600 millones de años , masas de magma se introdujeron debajo y dentro de las rocas ígneas y sedimentarias, calentando y presionando las rocas para metamorfosearlas en duras piedras verdes verdosas. [4] : 6 Comenzaron con erupciones de fisuras de basalto , continuaron con rocas intermedias y félsicas que brotaron de centros volcánicos y terminaron con la deposición de sedimentos de la erosión de la pila volcánica. [8] : 158 El magma ascendente se extruyó bajo un antiguo mar poco profundo donde se enfrió para formar piedras verdes acolchadas . [11] Algunas de las almohadas de Minnesota probablemente se enfriaron a profundidades de hasta 1000 m (3300 pies) y no contienen cavidades de gas ni vesículas . [5] : 26
La mayoría de los cinturones de piedra verde, con todos sus componentes, se han doblado en troughlike sinclinales ; la roca basáltica original, que estaba en el fondo, se encuentra en los márgenes exteriores de la depresión. [15] : 36 Las unidades rocosas más jóvenes superpuestas ( riolitas y grauvacas ) se encuentran más cerca del centro de la sinclina. [15] : 36 Las rocas están tan intensamente plegadas que la mayoría se han inclinado casi 90 °, con la parte superior de las capas de un lado del cinturón sinclinal frente a las del otro lado; las secuencias de rocas están en efecto tumbadas de lado. [15] : 37 El plegado puede ser tan complejo que una sola capa puede quedar expuesta en la superficie muchas veces por erosión posterior. [15] : 37
Actividad volcánica
A medida que se formaban los cinturones de piedra verde, los volcanes expulsaron tefra al aire, que se asentaron como sedimentos para compactarse en las grauvacas y lutitas de las formaciones Knife Lake y Lake Vermilion. [4] : 5 Greywackes son mezclas mal clasificadas de arcilla , mica y cuarzo que pueden derivarse de la descomposición de desechos piroclásticos ; la presencia de estos escombros sugiere que alguna actividad volcánica explosiva había ocurrido antes en el área. [9] : 2 El vulcanismo tuvo lugar en la superficie y las otras deformaciones tuvieron lugar a varias profundidades. [5] : 32 Numerosos terremotos acompañaron el vulcanismo y las fallas. [5] : 32
Provincia superior
La provincia Superior forma el núcleo tanto del continente norteamericano como del escudo canadiense, y tiene un espesor de al menos 250 km (160 millas). Sus granitos datan de hace 2.700 a 2.500 millones de años. [5] : 24 Se formó por la soldadura de muchos terrenos pequeños , [16] : 102 cuyas edades disminuyen alejándose del núcleo. [8] : 165 Esta progresión está ilustrada por la edad de las subprovincias de Wabigoon, Quetico y Wawa, discutidas en sus secciones individuales. Terrenos posteriores atracaron en la periferia de masas continentales con geosinclinas desarrollándose entre los núcleos fusionados y la corteza oceánica. [8] : 165 En general, la provincia Superior consiste en cinturones de rocas predominantemente volcánicas que se inclinan de este a oeste y se alternan con cinturones de rocas sedimentarias y gneísicas. [17]
Debido a la deformación hacia abajo a lo largo de las zonas alargadas, cada banda es esencialmente un gran bloque plegado hacia abajo o con fallas hacia abajo. [5] : 25 Las áreas entre cinturones individuales son zonas de falla que consisten en granito o gneis granítico. [5] : 25 Su parte occidental contiene un patrón regional de 100 a 200 km (60 a 120 millas) de ancho de piedra verde granítica y cinturones metasedimentarios (subprovincias) de este a oeste. [18] El manto de la provincia Superior Occidental ha permanecido intacto desde la acumulación de las subprovincias hace 2.700 millones de años. [18]
En las subprovincias de Wabigoon, Quetico y Wawa se pueden observar tanto plegamientos como fallas. [6] Estas tres subprovincias se encuentran linealmente en cinturones orientados del suroeste al noreste de aproximadamente 140 km (90 millas) de ancho (ver figura a la derecha). La provincia más septentrional y más amplia es Wabigoon. Comienza en el centro-norte de Minnesota y continúa hacia el noreste hasta el centro de Ontario; está parcialmente interrumpido por la provincia del Sur. [19] Inmediatamente al sur, la subprovincia de Quetico se extiende hasta el oeste en el centro-norte de Minnesota, y se extiende más al noreste. Está completamente interrumpido por una estrecha franja de la provincia sureña de 1.100 a 1.550 millones de años al noreste de Thunder Bay . [19] La subprovincia de Wawa es la más al sur de las tres; comienza en el centro de Minnesota, continúa al noreste hasta Thunder Bay, Ontario, Canadá (donde su frontera sur apenas roza el norte de Thunder Bay) y luego se extiende hacia el este más allá del lago Superior. El límite norte continúa en un rumbo más o menos al noreste, mientras que el límite sur se inclina hacia el sur para seguir la orilla noreste del lago Superior. [19]
Zonas de falla
Las tres subprovincias están separadas por zonas de cizallamiento de inmersión pronunciada causadas por la compresión continua que se produjo durante la orogenia de Algoman. [19] Estos límites son zonas de fallas importantes. [6]
El límite entre las subprovincias de Wabigoon y Quetico parece haber sido también controlado por placas en colisión y transpresiones posteriores . [20] Este lago lluvioso - zona de la falla del río Sena es un importante noreste-suroeste de tendencias de desgarre zona de la falla; tiene una tendencia N80 ° E para atravesar la parte noroeste del Parque Nacional Voyageurs en Minnesota y se extiende hacia el oeste hasta cerca de International Falls , Minnesota y Fort Frances , Ontario. La falla ha transportado rocas en el cinturón de piedra verde a una distancia considerable de su origen. El cinturón de piedra verde tiene de 2 a 3 km (0 a 0 millas) de ancho en las Islas Seven Sisters; al oeste el interfingers de piedra verde con las vainas de anorthositic gabro . [9] : 1 La datación radiométrica del área de Rainy Lake en Ontario muestra una edad de aproximadamente 2.700 millones de años, lo que favorece un modelo de placa tectónica en movimiento para la formación del límite. [20]
La falla más grande es la falla Vermilion [4] : 6 que separa las subprovincias de Quetico y Wawa. [6] Tiene una tendencia N40 ° E [21] y fue causada por la introducción de masas de magma. [4] : 6 La falla Vermilion se puede rastrear hacia el oeste hasta Dakota del Norte. [5] : 33 Ha tenido un movimiento horizontal de 19 km (12 millas) con el bloque norte moviéndose hacia el este y hacia arriba en relación con el bloque sur. [5] : 33 La unión entre las subprovincias Quetico y Wawa tiene una zona de migmatita rica en biotita , una roca que tiene características de procesos ígneos y metamórficos; [9] : 1 esto indica una zona de fusión parcial que sólo es posible en condiciones de alta temperatura y presión. [22] Es visible como un cinturón de 500 m (1.600 pies) de ancho. [21] La mayoría de los cristales grandes aplanados en la falla indican una compresión simple en lugar de un evento de desgarro, cizallamiento o rotación cuando las dos subprovincias atracaron. [22] Esto proporciona evidencia de que las subprovincias de Quetico y Wawa se unieron por la colisión de dos placas continentales, [22] hace unos 2.690 millones de años . [23] Las estructuras en la migmatita incluyen pliegues y foliaciones ; las foliaciones atraviesan ambas ramas de los pliegues de la fase anterior. [21] Estas foliaciones transversales indican que la migmatita ha sufrido al menos dos períodos de deformación dúctil. [21]
Subprovincia de Wabigoon
La subprovincia de Wabigoon es una cadena de islas volcánicas anteriormente activa, [6] formada por intrusiones metavolcánico-metasedimentarias. [24] Estas rocas metamorfoseadas son cinturones de piedra verde de origen volcánico, y están rodeadas y cortadas por plutones graníticos y batolitos. [19] Los cinturones de piedra verde de la subprovincia consisten en volcánicos félsicos, batolitos félsicos y plutones félsicos con edades comprendidas entre 3.000 y 2.670 millones de años. [19]
Subprovincia de Quetico
El cinturón de gneis de Quetico se extiende unos 970 km (600 millas) a través de Ontario y partes de Minnesota. Las rocas dominantes dentro del cinturón son esquistos y gneises producidos por un intenso metamorfismo de las grauvacas y pequeñas cantidades de otras rocas sedimentarias. Los sedimentos, plutones alcalinos y plutones félsicos tienen una edad de 2.690 a 2.680 millones de años. [19] El metamorfismo es de grado relativamente bajo en los márgenes y de grado alto en el centro. Los componentes de baja ley de las grauvacas se derivaron principalmente de rocas volcánicas; las rocas de alto grado son de grano más grueso y contienen minerales que reflejan temperaturas más altas. Las intrusiones graníticas dentro de los metasedimentos de alto grado se produjeron por subducción de la corteza oceánica y el derretimiento parcial de rocas metasedimentarias. Inmediatamente al sur del Parque Nacional Voyageurs y extendiéndose hasta la falla Vermilion hay una amplia zona de transición que contiene migmatita. [15] : 46–47
El cinturón de gneis de Quetico representa una cuña de acreción que se formó en una trinchera durante la colisión de varios arcos de islas (cinturones de piedra verde). Los límites entre el cinturón de gneis y los cinturones de piedra verde que flanquean al norte y al sur son zonas de fallas importantes, las zonas de fallas Bermellón y Rainy Lake - Río Sena. [15] : 47
Subprovincia de Wawa
La subprovincia de Wawa es una cadena de islas volcánicas anteriormente activas, [6] que consta de cinturones de piedra verde metamorfoseados que están rodeados y cortados por plutones y batolitos graníticos. [19] Estos cinturones de piedra verde consisten en volcánicos félsicos, batolitos félsicos, plutones félsicos y sedimentos con edades comprendidas entre 2.700 y 2.670 millones de años. [19]
El tipo de roca predominante es una tonalita de hornblenda foliada, blanca, de grano grueso . [21] Los minerales de la tonalita son el cuarzo, la plagioclasa, el feldespato alcalino y la hornblenda. [21]
Provincia de esclavos
En extensas regiones de la provincia de esclavos del norte de Canadá, el magma que luego se convirtió en batolitos calentó la roca circundante para crear regiones metamórficas llamadas aureolas hace unos 2.575 millones de años. Estas regiones suelen tener de 10 a 15 km (6 a 9 millas) de ancho. La creación de aureolas fue un proceso continuo, pero tres fases metamórficas reconocibles pueden correlacionarse con fases deformacionales establecidas. El ciclo comenzó con una fase de deformación no acompañada de metamorfismo. Esto evolucionó hacia la segunda fase acompañada de un amplio metamorfismo regional cuando comenzó el domo térmico. Con la elevación continua de las isotermas, la tercera fase produjo un plegamiento menor pero provocó una recristalización metamórfica importante, lo que resultó en el emplazamiento de granito en el núcleo del domo térmico. Esta fase ocurrió a una presión más baja debido a la descarga erosiva, pero las temperaturas fueron más extremas, con un rango de hasta aproximadamente 700 ° C (1300 ° F). Con la deformación completa, la cúpula térmica decayó; cambios mineralógicos menores ocurrieron durante esta fase de desintegración. Desde entonces, la región se ha mantenido efectivamente estable. [25]
La geocronología de varias unidades de rocas arcaicas establece una secuencia de eventos, de aproximadamente 75 millones de años de duración, que conducen a la formación de un nuevo segmento de la corteza. Las rocas más antiguas, con 2.650 millones de años, son metavolcánicas básicas con características en gran parte calco-alcalinas. La datación radiométrica indica edades de 2.640 a 2.620 millones de años para los batolitos de diorita de cuarzo sin-cinemático y de 2.590 a 2.100 millones de años para los principales cuerpos de cinemática tardía. Las adamelitas pegmatíticas , a 2.575 ± 25 millones de años, son las unidades plutónicas más jóvenes. [26]
Metagreywackes y meta pelitas de dos zonas que atraviesan una de estas aureolas cerca de Yellowknife se han estudiado. [25] La mayoría de las rocas de la provincia de Slave son graníticas con rocas metamorfoseadas metamorfoseadas de Yellowknife y volcánicas. Las edades isotópicas de estas rocas se remontan a hace unos 2.500 millones de años , época de la orogenia kenora. Las rocas que componen la provincia de los Esclavos representan un alto grado de metamorfismo, intrusión y removilización del sótano típico de los terrenos Arcaicos. Las migmatitas, intrusivas batolíticas y rocas metamórficas granulíticas muestran foliación y bandas composicionales; las rocas son uniformemente duras y tan completamente deformadas que existe poca foliación. La mayoría de los metasedimentos del Supergrupo Yellowknife están fuertemente doblados ( isoclinales ) o ocurren en anticlinales hundidos . [14] : 37
Provincia de Nain
Las rocas Arcaicas que forman la provincia de Nain en el noreste de Canadá y Groenlandia están separadas del terreno Superior por una estrecha banda de rocas removilizadas. [16] : 102 Groenlandia se separó de América del Norte hace menos de 100 millones de años y sus terrenos precámbricos se alinean con los de Canadá en el lado opuesto de la bahía de Baffin. [16] : 102 El extremo sur de Groenlandia es parte de la provincia de Nain, esto significa que estaba conectado con América del Norte al final del orógeno de Kenoran. [16] : 102
Ver también
- Superior Craton - Gran bloque de la corteza en América del Norte
Referencias
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