La orogenia andina ( español : Orogenia andina ) es un proceso continuo de orogenia que comenzó en el Jurásico Temprano y es responsable del ascenso de la cordillera de los Andes . La orogenia es impulsada por una reactivación de un sistema de subducción de larga duración a lo largo del margen occidental de América del Sur . A escala continental, el Cretácico (90 Ma ) y el Oligoceno (30 Ma) fueron períodos de reordenamiento 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
La orogenia de subducción ha estado ocurriendo en lo que ahora es el oeste de América del Sur desde la ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico . [1] Las orogenias paleozoica pampeana , famatina y gondwana son las precursoras inmediatas de la orogenia andina posterior. [2] Las primeras fases de la orogenia andina en el Jurásico y Cretácico Inferior se caracterizaron por la tectónica extensional , el rifting , el desarrollo de cuencas de arco posterior y el emplazamiento de grandes batolitos . [1] [3] Se presume que este desarrollo ha estado relacionado con la subducción de la litosfera oceánica fría . [3] Durante el Cretácico medio a Tardío ( hace unos 90 millones de años) la orogenia andina cambió significativamente de carácter. [1] [3] Se cree que la litosfera oceánica más cálida y más joven comenzó a ser subducida debajo de América del Sur en esta época. Este tipo de subducción es responsable no solo de la intensa deformación por contracción a la que estuvieron sujetas las diferentes litologías, sino también del levantamiento y erosión que se sabe que se produjeron desde el Cretácico Superior en adelante. [3] placa tectónica reorganización desde mediados del Cretácico el poder también se han relacionado con la apertura del Océano Atlántico Sur . [1] Otro cambio relacionado con los cambios de la tectónica de placas del Cretácico medio fue el cambio de dirección de subducción de la litosfera oceánica que pasó de tener un movimiento hacia el sureste a tener un movimiento hacia el 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 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, lo que ha provocado un acortamiento y deformación de la corteza y la supresión del vulcanismo del arco . La subducción de losas planas se ha producido 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. (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 influido mutuamente. [5] La barrera topográfica formada por los Andes detuvo el ingreso de aire húmedo al actual desierto de Atacama. Esta aridez, a su vez, modificó 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 , marcando el comienzo de una serie de cambios en la orogenia andina. La nueva placa de Nazca se dirigió luego a una subducción ortogonal con América del Sur causando desde entonces un levantamiento en los Andes, pero causando la mayor parte del impacto en el Mioceno . Si bien los diversos segmentos de los Andes tienen sus propias historias de ascensos, en su conjunto los Andes han aumentado significativamente en los últimos 30 millones de años ( Oligoceno, presente). [6]
Orogenia por segmento
Colombia, Ecuador y Venezuela (12 ° N – 3 ° S)
Los bloques tectónicos de la corteza continental que se habían separado del noroeste de América del Sur en el Jurásico se volvieron a unir al continente en el Cretácico Superior al chocar oblicuamente con él. [6] Este episodio de acreción se produjo en una secuencia compleja. La acumulación de los arcos de las 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 forma la sutura entre los terrenos acrecentados del resto de América del Sur. Alrededor del límite Cretácico- Paleógeno (hace unos 65 millones de años), la meseta oceánica de la gran provincia ígnea del Caribe chocó con América del Sur. La subducción de la litosfera a medida que la meseta oceánica se acercaba a América del Sur llevó a la formación de un arco magmático que ahora se conserva en la Cordillera Real de Ecuador y la Cordillera Central de Colombia. En el Mioceno, un arco insular y un terreno (Chocó terrane) chocaron contra el noroeste de América del Sur. Este terreno forma parte de lo que hoy es el Departamento de Chocó y el Oeste de Panamá . [1]
La Placa del Caribe chocó con América del Sur en el Cenozoico Temprano, pero luego cambió su movimiento hacia el este. [6] [7] El movimiento de fallas dextrales entre la placa de América del Sur y el Caribe comenzó hace 17 a 15 millones de años. Este movimiento se canalizó a lo largo de una serie de fallas de deslizamiento , pero estas fallas por sí solas no explican toda la deformación. [8] La parte norte de la Megashear Dolores-Guayaquil forma parte de los sistemas de fallas dextrales, mientras que en el sur la Megashear corre a lo largo de la sutura entre los bloques tectónicos acretados y el resto de América del Sur. [9]
Norte de Perú (3-13 ° S)
Mucho antes de la orogenia andina, la mitad norte del Perú fue objeto de la acumulación de terrenos en el Neoproterozoico y Paleozoico . [10] La deformación orogénica andina en el norte de Perú se remonta al Albiano (Cretácico Inferior). [11] Esta primera fase de deformación, la Fase Mochica [A] , se evidencia en el plegamiento de los sedimentos del Grupo Casma cerca de la costa. [10]
Las cuencas sedimentarias en el oeste de Perú cambiaron de condiciones marinas a continentales en el Cretácico Superior como consecuencia de un levantamiento vertical generalizado. Se cree que el levantamiento en el norte de Perú está asociado con la acumulación contemporánea del terreno Piñón en Ecuador. Esta etapa de la orogenia se llama Fase Peruana. [10] Además de la costa peruana, la Fase Peruana afectó o provocó un 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 orogenia ocurrió en el Eoceno Medio y Tardío. [11] [12] Ningún otro evento tectónico en los Andes occidentales peruanos se compara con la Fase Incaica en magnitud. [11] [12] El acortamiento horizontal durante la Fase Incaica resultó en la formación del pliegue y cinturón de empuje del Marañón . [11] Una discordancia que atraviesa el pliegue del Marañón y el cinturón de empuje muestran que la Fase Incaica terminó no más tarde de hace 33 millones de años en el Oligoceno más temprano. [10]
En el período posterior al Eoceno, los Andes del norte del Perú estuvieron sujetos a la Fase Quechua de la orogenia. La Fase Quechua se divide en las subfases Quechua 1, Quechua 2 y Quechua 3. [B] La Fase Quechua 1 duró de 17 a 15 millones de años e incluyó una reactivación de las estructuras de la Fase Inca en la Cordillera Occidental . [C] Hace 9–8 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 7-5 millones de años (Mioceno tardío) durante la fase 3 quechua. [10] [12] El subandino apilado en un cinturón de empuje . [10]
El ascenso de los Andes en el Mioceno en Perú y Ecuador condujo a un aumento de la precipitación orográfica a lo largo de sus partes orientales y al nacimiento del moderno río Amazonas . Una hipótesis vincula estos dos cambios asumiendo que el aumento de las precipitaciones condujo a un aumento de la erosión y esta erosión llevó a llenar las cuencas del antepaís andino más allá de su capacidad y que habría sido la sobre-sedimentación de la cuenca en lugar del ascenso de los Andes lo que hizo que las cuencas de drenaje. fluir hacia el este. [12] Anteriormente, el interior del norte de América del Sur desembocaba en el Pacífico.
Oroclina boliviana (13–26 ° S)
La subducción andina temprana en el Jurásico formó un arco volcánico en el norte de Chile conocido como Arco de La Negra . [D] Los remanentes de este arco están ahora expuestos en la Cordillera de la Costa de Chile . Varios plutones se emplazaron en la cordillera de la costa chilena en el Cretácico Jurásico y Early incluyendo la Vicuña Mackenna Batolito . [14] Más al este, en latitudes similares, en Argentina y Bolivia, el sistema de grietas de Salta se desarrolló durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano. [15]
La cuenca del Pisco , alrededor de los 14 ° S de latitud, estuvo sujeta a una transgresión marina en las épocas del Oligoceno y Mioceno temprano (25-16 Ma [16] ). [17] En contraste, la cuenca de Moquegua al sureste y la costa al sur de la cuenca de Pisco no vieron transgresión durante este tiempo, sino un aumento constante de la tierra. [17]
Desde el Mioceno tardío en adelante, la región que se convertiría en el Altiplano pasó de elevaciones bajas a más de 3.000 msnm . Se estima que la región se elevó de 2000 a 3000 metros en los últimos diez millones de años. [18] Junto con este levantamiento, varios valles excavados 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 de ella. [19] Al mismo tiempo, los Andes alrededor de la región del Altiplano se ensancharon para superar cualquier otro segmento andino en ancho. [6] Posiblemente se hayan perdido unos 1000 km de litosfera debido al acortamiento de la litosfera. [20] Durante la subducción, el extremo occidental de la región del antearco [E] se flexionó hacia abajo formando una monoclina gigante . [21] [22] Por el contrario, la región al este del Altiplano se caracteriza por la deformación y la tectónica a lo largo de un complejo cinturón de plegado y empuje . [21] En general, la región que rodea el Altiplano y las mesetas de la Puna se ha acortado horizontalmente desde el Eoceno . [23]
En el sur de Bolivia, el acortamiento de la litosfera ha hecho que la cuenca del antepaís andino se mueva hacia el este en relación con el continente a una tasa promedio de ca. 12-20 mm por año durante la mayor parte del Cenozoico. [20] [F] A lo largo del noroeste argentino, el levantamiento andino ha provocado que las cuencas de antepaís andinas se separen en varias cuencas sedimentarias intermontanas aisladas menores. [24] Hacia el este, la acumulación de corteza en Bolivia y el Noroeste argentino provocó el desarrollo de una protuberancia norte-sur conocida como arco de Asunción en Paraguay. [25]
Se cree que la elevación 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] [21] La curva en los Andes y la costa oeste de América del Sur conocida como Oroclina boliviana fue mejorada por el acortamiento horizontal cenozoico, pero ya existía independientemente de él. [21]
Además de las causas directas, las características particulares de la región oroclina-altiplano boliviana se atribuyen a una variedad de causas más profundas. Estas causas incluyen un empinamiento local del ángulo de subducción de la placa de Nazca, un aumento del acortamiento de la corteza y de la convergencia de la placa entre las placas de Nazca y de América del Sur, una aceleración en la deriva hacia el oeste de la placa de América del Sur y un aumento en el esfuerzo cortante entre las placas de Nazca. y platos sudamericanos. Este aumento en el esfuerzo cortante a su vez podría estar relacionado con la escasez de sedimentos en la fosa de Atacama que es causada por las condiciones áridas a lo largo del desierto de Atacama . [6] Capitanio y col . atribuye el ascenso del Altiplano y la curvatura 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. [26] Como dice Andrés Tassara, la rigidez de la corteza de oroclina boliviana se deriva de las condiciones térmicas . La corteza de la región occidental ( antearco ) de la oroclina ha sido fría y rígida, resistiendo y reprimiendo el flujo hacia el oeste de material cortical dúctil más cálido y más débil de debajo del Altiplano. [22] La orogenia cenozoica en la oroclina boliviana ha producido una anatexis significativa de rocas de la corteza que incluye metasedimentos y gneises que dan como resultado la formación de magmas peraluminosos . Estas características implican que la tectónica cenozoica y el magmatismo en partes de los Andes bolivianos es similar a la observada en los orógenos de colisión . El magmatismo peralumineous en Cordillera Oriental es la causa de las mineralizaciones de clase mundial del cinturón de estaño boliviano . [27]
El científico Adrian Hartley cree que el ascenso del Altiplano ha mejorado una aridez o semiáridez que ya prevalecía en el desierto de Atacama al proyectar una sombra de lluvia sobre la región. [28]
Chile central y Argentina (26–39 ° S)
En las latitudes entre 17 y 39 ° S, el desarrollo del Cretácico Superior y Cenozoico de la orogenia andina se caracteriza por una migración hacia el este del cinturón magmático y el desarrollo de varias cuencas de antepaís . [3] Se cree que la migración hacia el este del arco es causada por la erosión por subducción . [29]
En las latitudes de 32-36 ° S -es decir el centro de Chile y la mayor parte de la provincia de Mendoza - la orogenia andina comenzó adecuada en el Cretácico superior cuando cuencas retroarco fueron invertidas . Inmediatamente al este de los primeros Andes, se desarrollaron cuencas de antepaís y su hundimiento de flexión provocó la entrada de aguas desde el Atlántico hasta el frente del orógeno en el Maastrichtiano . [30] Los Andes en las latitudes 32-36 ° S experimentaron una secuencia de elevación en el Cenozoico que comenzó en el oeste y se extendió hacia el este. A partir de hace unos 20 millones de años en el Mioceno, la Cordillera Principal (al este de Santiago) inició un levantamiento que duró hasta hace unos 8 millones de años. [30] Desde el Eoceno hasta el Mioceno temprano, los sedimentos [G] se acumularon en la Cuenca Extensional Abanico , una cuenca alargada de norte a sur en Chile que se extendía desde 29 ° a 38 ° S. La inversión tectónica de hace 21 a 16 millones de años hizo la cuenca se derrumbará y los sedimentos se incorporarán a la cordillera de los Andes. [31] Lavas y material volcánico que ahora son parte de la Formación Farellones se acumularon mientras la cuenca se invertía y levantaba. [32] La división continental del Mioceno estaba a unos 20 km al oeste de la división de agua moderna que forma la frontera entre Argentina y Chile . [32] La incisión subsiguiente del río desplazó la división hacia el este dejando colgando viejas superficies planas. [32] La compresión y elevación en esta parte de los Andes ha continuado hasta el presente. [32] La Cordillera Principal se había elevado a alturas que permitieron el desarrollo de los glaciares del valle hace aproximadamente 1 millón de años. [32]
Antes de que terminara el levantamiento mioceno de la Cordillera Principal, la Cordillera Frontal hacia el este inició un período de levantamiento que duró de 12 a 5 millones de años. Más al este, la Precordillera fue levantada en los últimos 10 millones de años y las Sierras Pampeanas han 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 San Rafael del Paleozoico . [30] Las Sierras de Córdoba (parte de las Sierras Pampeanas) donde se pueden observar los efectos de la antigua orogenia pampeana , deben su elevación y relieve moderno a la orogenia andina en el Cenozoico tardío . [33] [34] De manera similar, el Bloque San Rafael al este de los Andes y al sur de las Sierras Pampeanas se levantó en el Mioceno durante la orogenia andina. [35] En términos generales, la fase más activa de la orogenia 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 vulcanismo de arco ocurrió al este de los Andes. [35]
En latitudes más australes (36–39 ° S) se registran varias transgresiones marinas del Jurásico y Cretácico del Pacífico en los sedimentos de la Cuenca Neuquina . [H] En el Cretácico Superior las condiciones cambiaron. Se produjo una regresión marina y los cinturones de plegado 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 la época del Eoceno . Esto significó un avance de la deformación orogénica desde el Cretácico Superior que provocó que la parte occidental de la Cuenca Neuquina se apilara en los cinturones de plegado y empuje de Malargüe y Agrio. [36] [35] En el Oligoceno, la parte occidental del cinturón de plegado y empuje estuvo sujeta a un breve período de tectónica extensional cuyas estructuras se invirtieron en el Mioceno . [36] [I] 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. [35]
En el sur de la provincia de Mendoza, el cinturón de plegado y empuje de Guañacos (36.5 ° S) apareció y creció en el Plioceno y Pleistoceno consumiendo la franja occidental de la Cuenca Neuquina. [36] [35]
Andes patagónicos septentrionales (39–48 ° S)
Andes patagónicos australes (48–55 ° S)
El desarrollo temprano de la orogenia andina en el extremo sur de América del Sur afectó también a la Península Antártica . [39] En el sur de la Patagonia, al inicio de la orogenia andina en el Jurásico , la tectónica extensional creó la Cuenca de Rocas Verdes , una cuenca de arco posterior cuya extensión sureste sobrevive como el Mar de Weddell en la Antártida. [39] [40] En el Cretácico Tardío, el régimen tectónico de la Cuenca de Rocas Verdes cambió, lo que llevó a su transformación en una cuenca de antepaís compresional , la Cuenca de Magallanes , en el Cenozoico . Este cambio se asoció con un movimiento hacia el este del depocentro de la cuenca y la obducción de ofiolitas . [39] [40] El cierre de la Cuenca de Rocas Verdes en el Cretácico está vinculado al metamorfismo de alto grado del Complejo Metamórfico Cordillera Darwin en el sur de Tierra del Fuego . [41]
A medida que avanzaba la orogenia andina, América del Sur se alejó de la Antártida durante el Cenozoico, lo que llevó 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 cambió la tectónica de los Andes fueguinos en un régimen transpresivo con fallas transformadoras . [39] [J]
Hace unos 15 millones de años en el Mioceno, la Cordillera de Chile comenzó a subducir debajo del extremo sur de la Patagonia (55 ° S). El punto de subducción, la unión triple 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 América del Sur. [42]
Notas
- ↑ La Fase Mochica y las otras fases en Perú fueron nombradas por Gustav Steinmann (1856-1929) quien estableció la primera cronología de eventos estructurales en el centro de Perú. [10]
- ↑ La validez de esta subdivisión para describir la orogenia andina más reciente en Perú ha sido cuestionada considerando que la deformación pudo haber sido continua y migratoria a lo largo de los Andes. [12]
- ↑ La Fase Quechua 1 también afectó el sur de Perú y la Cordillera Oriental de Ecuador. [10]
- ↑ Una serie de depósitos de mineral de hierro en la Cordillera de la Costa de Chile norteconocida como el Cinturón de Hierro de Chile están relacionados con el magmatismo del Arco de La Negra. [13]
- ^ Norte de Chile y la franja más occidental de Bolivia.
- ^ Al menos durante los últimos 55 millones de años.
- ^ Estos sedimentos se agrupan en la Formación Abanico y Farellones . [31]
- ^ Estos sedimentos marinos pertenecen al Grupo Cuyo , Formación Tordillo , Formación Auquilco y Formación Vaca Muerta . [36]
- ↑ Se cree que esta inversión condujo al cierre de la Cuenca Cura-Mallín como lo demuestran los estudios estructurales de Loncopué Trough . [37] Sin embargo,se ha cuestionado laevidencia de la extensión del Oligocenoy la ruptura en los Andes centro-sur. [38]
- ↑ Actualmente, estas fallas se han excavado en valles glaciares . [39]
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Otras lecturas
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