Orogénesis
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Provincias geológicas del mundo ( USGS )

La orogenia es el mecanismo principal por el cual se forman las montañas en los continentes. Una orogenia es un evento que tiene lugar en un margen de placa convergente cuando el movimiento de la placa comprime el margen. Esto conduce tanto a la deformación estructural como a la diferenciación composicional de la litosfera de la Tierra ( corteza y manto superior ). Un cinturón orogénico u orógeno se desarrolla a medida que la placa comprimida se arruga y se eleva para formar una o más cadenas montañosas ; esto implica una serie de procesos geológicos denominados colectivamente orogénesis . [1][2] Unproceso o evento sinorogénico es aquel que ocurre durante una orogenia. [3]

La palabra "orogenia" ( / ɒr ɔː dʒ ə n i / ) viene del griego antiguo ( ὄρος , Óros , lit.  '' montaña '' + γένεσις , génesis , lit.  '' creación, origen ''). [4] Aunque se usó antes que él, el término fue empleado por el geólogo estadounidense GK Gilbert en 1890 para describir el proceso de construcción de montañas a diferencia de la epeirogenia . [5]

Tectónica

Ver también: subducción , tectónica de placas y colisión continental
Dos procesos que pueden contribuir a la formación de orógenos. Arriba: delaminación de raíces orogénicas hacia la astenosfera ; Abajo: Subducción de la placa litosférica a las profundidades del manto. Los dos procesos conducen a rocas metamórficas ubicadas de manera diferente (burbujas en el diagrama), lo que proporciona evidencia sobre qué proceso ocurrió realmente en los márgenes de las placas convergentes. [6]
Subducción de una placa oceánica debajo de una placa continental para formar un orógeno de acreción. (ejemplo: los Andes )
Colisión continental de dos placas continentales para formar un orógeno de colisión. Por lo general, la corteza continental se somete a profundidades litosféricas para el metamorfismo de facies de blueschist a eclogite, y luego se exhuma a lo largo del mismo canal de subducción. (ejemplo: el Himalaya )

La orogenia tiene lugar en los márgenes convergentes de los continentes. La convergencia puede tomar la forma de subducción (donde un continente cabalga con fuerza sobre una placa oceánica para formar una orogenia no colisional) o colisión continental (convergencia de dos o más continentes para formar una orogenia colisional). [7] [8]

La orogenia produce típicamente cinturones orogénicos u orógenos , que son regiones alargadas de deformación que bordean los cratones continentales . Los cinturones orogénicos jóvenes, en los que todavía se produce la subducción, se caracterizan por frecuentes actividad volcánica y terremotos . Los cinturones orogénicos más antiguos suelen estar profundamente erosionados para exponer estratos desplazados y deformados . Estos a menudo están muy metamorfoseados e incluyen vastos cuerpos de roca ígnea intrusiva llamados batolitos . [9]

Las zonas de subducción consumen la corteza , espesan la litosfera y producen terremotos y volcanes. No todas las zonas de subducción producen cinturones orogénicos; La construcción de montañas tiene lugar solo cuando la subducción produce compresión en la placa superior. Si la subducción produce compresión depende de factores tales como la velocidad de convergencia de las placas y el grado de acoplamiento entre las dos placas, [10] mientras que el grado de acoplamiento puede depender a su vez de factores tales como el ángulo de subducción y la velocidad de sedimentación en el trinchera oceánica asociada a la zona de subducción. La Cordillera de los Andes es un ejemplo de un cinturón orogénico no colisional, y estos cinturones a veces se denominan orógenos de tipo andino . [11]

A medida que continúa la subducción, los arcos de islas , los fragmentos continentales y el material oceánico pueden acumularse gradualmente en el margen continental. Este es uno de los principales mecanismos por los que han crecido los continentes. Un orógeno construido a partir de fragmentos de la corteza ( terrenos ) acumulados durante un largo período de tiempo, sin ningún indicio de una colisión importante continente-continente, se denomina orógeno de acreción. La Cordillera de América del Norte y el Lachlan Orogen del sureste de Australia son ejemplos de orógenos de acreción. [12]

La orogenia puede culminar con la corteza continental del lado opuesto de la placa oceánica en subducción que llega a la zona de subducción. Esto pone fin a la subducción y transforma el orógeno de acreción en un orógeno de colisión de tipo Himalaya . [13] La orogenia de colisión puede producir montañas extremadamente altas, como ha estado ocurriendo en el Himalaya durante los últimos 65 millones de años. [14]

Los procesos de orogenia pueden tomar decenas de millones de años y construir montañas a partir de lo que alguna vez fueron cuencas sedimentarias . [9] La actividad a lo largo de un cinturón orogénico puede ser extremadamente duradera. Por ejemplo, gran parte del sótano subyacente a los Estados Unidos pertenece a las Provincias Proterozoicas Transcontinentales, que se acumularon en Laurentia (el antiguo corazón de América del Norte) en el transcurso de 200 millones de años en el Paleoproterozoico . [15] Las orogenias Yavapai y Mazatzal fueron picos de actividad orogénica durante este tiempo. Estos fueron parte de un período prolongado de actividad orogénica que incluyó la orogenia Picurisy culminó en la orogenia de Grenville , que duró al menos 600 millones de años. [16] Una secuencia similar de orogenias ha tenido lugar en la costa oeste de América del Norte, comenzando en el Devónico tardío (hace unos 380 millones de años) con la orogenia Antler y continuando con la orogenia Sonoma y la orogenia Sevier y culminando con la orogenia Laramide. . La orogenia de Laramide por sí sola duró 40 millones de años, desde hace 75 millones a 35 millones de años. [17]

Orógenos

Artículo principal: cinturón orogénico
El sistema de cuencas de Foreland

Los orógenos muestran una gran variedad de características, [18] [19] pero pueden dividirse ampliamente en orógenos de colisión y orógenos no de colisión (orógenos de tipo andino). Los orógenos de colisión se pueden dividir aún más según si la colisión es con un segundo continente o un fragmento continental o un arco insular. Las colisiones repetidas del tipo posterior, sin evidencia de colisión con un continente importante o cierre de una cuenca oceánica, dan como resultado un orógeno de acreción. Ejemplos de orógenos que surgen de la colisión de un arco insular con un continente incluyen Taiwán y la colisión de Australia con el arco Banda . [20]Los orógenos que surgen de las colisiones continente-continente se pueden dividir en aquellos que involucran cierre oceánico (orógenos tipo Himalaya) y aquellos que involucran colisiones indirectas sin cierre de cuenca oceánica (como ocurre hoy en los Alpes del Sur de Nueva Zelanda). [8]

Los orógenos tienen una estructura característica, aunque ésta muestra una variación considerable. [8] Se forma una cuenca de antepaís antes del orógeno debido principalmente a la carga y la flexión resultante de la litosfera por el cinturón montañoso en desarrollo. Una cuenca de antepaís típica se subdivide en una cuenca de cuña por encima de la cuña orogénica activa, la proa inmediatamente más allá del frente activo, una protuberancia alta de origen de flexión y un área de protuberancia posterior más allá, aunque no todas están presentes en todo el antepaís. -sistemas de lavabo. [21] La cuenca migra con el frente orogénico y los sedimentos de la cuenca del antepaís depositados temprano se involucran progresivamente en el plegamiento y el empuje. Sedimentosdepositados en la cuenca del antepaís se derivan principalmente de la erosión de las rocas que se levantan activamente de la cordillera, aunque algunos sedimentos se derivan del antepaís. El relleno de muchas de estas cuencas muestra un cambio en el tiempo desde los sedimentos marinos de aguas profundas ( estilo flysch ) a través de aguas someras a continentales ( estilo molasa ). [22]

Mientras que los orógenos activos se encuentran en los márgenes de los continentes actuales, las orogenias inactivas más antiguas, como Algoman , [23] Penokean [24] y Antler , están representadas por rocas deformadas y metamorfoseadas con cuencas sedimentarias más hacia el interior. [25]

Ciclo orogénico

Ver también: ciclo de Wilson

Mucho antes de la aceptación de la tectónica de placas , los geólogos habían encontrado evidencia dentro de muchos orógenos de ciclos repetidos de deposición, deformación, engrosamiento de la corteza y formación de montañas, y adelgazamiento de la corteza para formar nuevas cuencas de depósito. Estos se denominaron ciclos orogénicos y se propusieron varias teorías para explicarlos. El geólogo canadiense Tuzo Wilson presentó por primera vez una interpretación de placas tectónicas de los ciclos orogénicos, ahora conocidos como ciclos de Wilson. Wilson propuso que los ciclos orogénicos representaban la apertura y el cierre periódicos de una cuenca oceánica, y que cada etapa del proceso dejaba su registro característico en las rocas del orógeno. [26]

Rifting continental

Artículo principal: Rifting continental

El ciclo de Wilson comienza cuando la corteza continental previamente estable se pone bajo tensión debido a un cambio en la convección del manto. Se produce una ruptura continental , que adelgaza la corteza y crea cuencas en las que se acumulan los sedimentos. A medida que las cuencas se profundizan, el océano invade la zona de la grieta y, a medida que la corteza continental se separa por completo, la sedimentación marina poco profunda da paso a la sedimentación marina profunda en la corteza marginal adelgazada de los dos continentes. [27] [26]

Expansión del fondo marino

Artículo principal: Extensión del lecho marino

A medida que los dos continentes se separan, el lecho marino se extiende a lo largo del eje de una nueva cuenca oceánica. Los sedimentos marinos profundos continúan acumulándose a lo largo de los márgenes continentales adelgazados, que ahora son márgenes pasivos . [27] [26]

Subducción

Artículo principal: Subducción

En algún momento, la subducción se inicia a lo largo de uno o ambos de los márgenes continentales de la cuenca oceánica, produciendo un arco volcánico y posiblemente un orógeno de tipo andino a lo largo de ese margen continental. Esto produce deformación de los márgenes continentales y posiblemente engrosamiento de la corteza y formación de montañas. [27] [26]

Edificio de montaña

Un ejemplo de deformación de piel fina ( fallas de empuje ) de la orogenia Sevier en Montana . Tenga en cuenta la piedra caliza blanca de Madison repetida, con un ejemplo en primer plano (que se pellizca con la distancia) y otro en la esquina superior derecha y en la parte superior de la imagen.
Montañas de Sierra Nevada (resultado de la delaminación ) como se ve desde la Estación Espacial Internacional .

La formación de montañas en los orógenos es en gran parte el resultado del engrosamiento de la corteza. Las fuerzas de compresión producidas por la convergencia de placas dan como resultado una deformación generalizada de la corteza del margen continental ( tectónica de empuje ). [28] Esto toma la forma de plegamiento de la corteza dúctil más profunda y fallas de empuje en la corteza frágil superior. [29]

El engrosamiento de la corteza eleva montañas mediante el principio de isostasia . [30] La isostacia es el equilibrio de la fuerza gravitacional descendente sobre una cadena montañosa ascendente (compuesta de material ligero de corteza continental ) y las fuerzas ascendentes flotantes ejercidas por el denso manto subyacente . [31]

Porciones de orógenos también pueden experimentar elevación como resultado de la delaminación de la litosfera orogénica , en la que una porción inestable de la raíz litosférica fría gotea hacia el manto astenosférico, disminuyendo la densidad de la litosfera y provocando una elevación flotante. [32] Un ejemplo es Sierra Nevada en California. Esta cadena de montañas de bloques de fallas [33] experimentó una elevación renovada y abundante magmatismo después de una delaminación de la raíz orogénica debajo de ellas. [32] [34]

Monte Rundle , Banff, Alberta .

El monte Rundle en la autopista Trans-Canada entre Banff y Canmore ofrece un ejemplo clásico de una montaña cortada en rocas con capas de inmersión. Hace millones de años, una colisión provocó una orogenia, lo que obligó a que las capas horizontales de una antigua corteza oceánica se empujaran hacia arriba en un ángulo de 50 a 60 °. Eso dejó a Rundle con una cara lisa arbolada y amplia, y una cara afilada y empinada donde quedan expuestos los bordes de las capas elevadas. [35]

Aunque la construcción de montañas tiene lugar principalmente en orógenos, varios mecanismos secundarios son capaces de producir cadenas montañosas sustanciales. [36] [37] [38] Las áreas que se están separando, como las dorsales oceánicas y el Rift de África Oriental , tienen montañas debido a la flotabilidad térmica relacionada con el manto caliente debajo de ellas; esta flotabilidad térmica se conoce como topografía dinámica . En los orógenos de deslizamiento , como la falla de San Andrés , las curvas de restricción dan como resultado regiones de acortamiento de la corteza localizado y formación de montañas sin una orogenia en todo el margen de la placa. HotspotEl vulcanismo da como resultado la formación de montañas y cadenas montañosas aisladas que parecen no estar necesariamente en los límites actuales de las placas tectónicas, pero son esencialmente el producto del tectonismo de placas. Asimismo, el levantamiento y la erosión relacionados con la epeirogénesis (movimientos verticales a gran escala de porciones de continentes sin mucho plegamiento, metamorfismo o deformación asociados) [39] pueden crear alturas topográficas locales.

Cierre de la cuenca oceánica

Finalmente, la expansión del lecho marino en la cuenca oceánica se detiene y la subducción continua comienza a cerrar la cuenca oceánica. [27] [26]

Colisión continental y orogenia

Artículo principal: colisión continental

El cierre de la cuenca oceánica termina con una colisión continental y el orógeno asociado de tipo Himalaya.

Erosión

La erosión representa la fase final del ciclo orogénico. La erosión de los estratos suprayacentes en los cinturones orogénicos y el ajuste isostático para la remoción de esta masa de roca suprayacente pueden traer estratos profundamente enterrados a la superficie. El proceso de erosión se llama destecho . [40] La erosión inevitablemente elimina gran parte de las montañas, exponiendo el núcleo o las raíces de la montaña ( rocas metamórficas traídas a la superficie desde una profundidad de varios kilómetros). Los movimientos isostáticos pueden ayudar a quitar el techo al equilibrar la flotabilidad del orógeno en evolución. Los académicos debaten sobre hasta qué punto la erosión modifica los patrones de deformación tectónica (ver erosión y tectónica). Por lo tanto, la forma final de la mayoría de los cinturones orogénicos antiguos es una larga franja arqueada de rocas metamórficas cristalinas secuencialmente debajo de sedimentos más jóvenes que se empujan sobre ellos y que se separan del núcleo orogénico.

Un orógeno puede estar erosionado casi por completo y solo se puede reconocer mediante el estudio de rocas (antiguas) que tienen rastros de orogénesis. Los orógenos suelen ser extensiones de roca largas, delgadas y arqueadas que tienen una estructura lineal pronunciada que da como resultado terrenos o bloques de rocas deformadas, separados generalmente por zonas de sutura o fallas de empuje de inmersión . Estas fallas de empuje llevan rodajas de roca relativamente delgadas (que se llaman napas o láminas de empuje, y difieren de las placas tectónicas ) desde el núcleo del orógeno que se acorta hacia los márgenes, y están íntimamente asociadas con los pliegues y el desarrollo del metamorfismo . [41]

Historia del concepto

Antes del desarrollo de los conceptos geológicos durante el siglo XIX, la presencia de fósiles marinos en las montañas se explicaba en contextos cristianos como resultado del Diluvio Bíblico . Esta fue una extensión del pensamiento neoplatónico , que influyó en los primeros escritores cristianos . [ cita requerida ]

El erudito dominico del siglo XIII Alberto el Grande postuló que, como se sabía que ocurría la erosión, debía haber algún proceso por el cual se levantaran nuevas montañas y otras formas terrestres, o de lo contrario eventualmente no habría tierra; sugirió que los fósiles marinos en las laderas de las montañas debieron haber estado alguna vez en el fondo del mar. La orogenia fue utilizada por Amanz Gressly (1840) y Jules Thurmann (1854) como orogénica en términos de la creación de elevaciones montañosas, ya que el término construcción de montañas todavía se usaba para describir los procesos. Elie de Beaumont(1852) utilizó la evocadora teoría de las "mandíbulas de un tornillo de banco" para explicar la orogenia, pero se preocupó más por la altura que por las estructuras implícitas creadas y contenidas en los cinturones orogénicos. Su teoría esencialmente sostenía que las montañas se creaban al apretar ciertas rocas. [42] Eduard Suess (1875) reconoció la importancia del movimiento horizontal de las rocas. [43] El concepto de un geosinclinal precursor o deformación inicial hacia abajo de la tierra sólida (Hall, 1859) [44] llevó a James Dwight Dana (1873) a incluir el concepto de compresión en las teorías que rodean la construcción de montañas. [45]En retrospectiva, podemos descartar la conjetura de Dana de que esta contracción se debió al enfriamiento de la Tierra (también conocida como la teoría del enfriamiento de la Tierra ). La teoría del enfriamiento de la Tierra fue el paradigma principal para la mayoría de los geólogos hasta la década de 1960. Fue, en el contexto de la orogenia, ferozmente impugnado por los defensores de los movimientos verticales en la corteza o convección dentro de la astenosfera o manto .

Gustav Steinmann (1906) reconoció diferentes clases de cinturones orogénicos, incluido el cinturón orogénico de tipo alpino , tipificado por una geometría de flysch y molasa en los sedimentos; ofiolito secuencias, toleíticos basaltos, y un nappe estructura de pliegues estilo.

En términos de reconocer la orogenia como un evento , Leopold von Buch (1855) reconoció que las orogenias podrían ubicarse en el tiempo colocando entre corchetes entre la roca deformada más joven y la roca no deformada más antigua, un principio que todavía se usa hoy en día, aunque comúnmente investigado por la geocronología. utilizando la datación radiométrica. [46]

Basándose en las observaciones disponibles de las diferencias metamórficas en los cinturones orogénicos de Europa y América del Norte, HJ Zwart (1967) [47] propuso tres tipos de orógenos en relación con el entorno y estilo tectónicos: Cordillerotipo, Alpinotipo y Hercotipo. Su propuesta fue revisada por WS Pitcher en 1979 [48] en términos de la relación con las ocurrencias de granito. Cawood y col. (2009) [49]clasificó los cinturones orogénicos en tres tipos: acrecionalistas, de colisión e intracratónicos. Observe que tanto los orógenos de acreción como los de colisión se desarrollaron en los márgenes de las placas convergentes. En contraste, los orógenos de Hercotipo generalmente muestran características similares a los orógenos intracratónicos, intracontinentales, extensionales y ultracalientes, todos los cuales se desarrollaron en sistemas de desprendimiento continental en los márgenes de las placas convergentes.

  1. Orógenos de acreción, que se produjeron por subducción de una placa oceánica debajo de una placa continental para el vulcanismo de arco. Están dominados por rocas ígneas calco-alcalinas y series de facies metamórficas de alta T / baja P con altos gradientes térmicos de> 30 ° C / km. Existe una carencia generalizada de ofiolitas, migmatitas y sedimentos abisales. Los ejemplos típicos son todos los orógenos circunpacíficos que contienen arcos continentales.
  2. Orógenos de colisión, que fueron producidos por la subducción de un bloque continental debajo del otro bloque continental con la ausencia de volcanismo de arco. Se caracterizan por la aparición de zonas metamórficas de facies de esquistos azules a eclogitas, lo que indica un metamorfismo de alta P / baja T en gradientes térmicos bajos de <10 ° C / km. Las peridotitas orogénicas están presentes, pero son volumétricamente menores, y los granitos y migmatitas sin-colisión también son raros o de menor extensión. Ejemplos típicos son los orógenos de los Alpes-Himalaya en el margen sur del continente euroasiático y los orógenos de Dabie-Sulu en el centro-este de China.

Ver también

  • Biogeografía  : estudio de la distribución de especies y ecosistemas en el espacio geográfico y a través del tiempo geológico.
  • Mecánica de fallas  : campo de estudio que investiga el comportamiento de fallas geológicas
  • Montañas plegables  : montañas formadas por el aplastamiento por compresión de las capas de roca
  • Guyot  - Montaña volcánica submarina aislada y de cima plana
  • Lista de orogenias  - Eventos conocidos de construcción de montañas de la historia de la Tierra
  • Convección del manto  : movimiento lento del manto sólido de la Tierra causado por corrientes de convección que transportan calor desde el interior del planeta a su superficie.
  • Levantamiento tectónico  - La porción del levantamiento geológico total de la superficie terrestre media que no es atribuible a una respuesta isostática a la descarga.
  • Movimiento epeirogénico  : trastornos o depresiones de la tierra que exhiben longitudes de onda largas y poco pliegue.

Referencias

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Lectura adicional

  • Daños; Brady; Cheney (2006). Explorando la orogenia del gran cielo proterozoico en el suroeste de Montana . 19º simposio anual de Keck.
  • Kevin Jones (2003). Construcción de montañas en Escocia: Ciencia: una serie de cursos de nivel 3 . ISBN de Open University Worldwide Ltd. 978-0-7492-5847-4.proporciona una historia detallada de una serie de orógenos, incluida la orogenia de Caledonia, que duró desde el Cámbrico tardío hasta el Devónico , y los principales eventos de colisión ocurrieron durante los tiempos del Ordovícico y Silúrico .
  • Tom McCann, ed. (2008). Precámbrico y Paleozoico . La geología de Europa central. 1 . Sociedad Geológica de Londres. ISBN 978-1-86239-245-8. es una de las exposiciones de dos volúmenes de la geología de Europa central con una discusión de los principales orógenos.
  • Suzanne Mahlburg Kay; Víctor A. Ramos ; William R. Dickinson, eds. (2009). Espina dorsal de las Américas: subducción poco profunda, elevación de la meseta y colisión de crestas y terranos; Memorias 204 . Sociedad Geológica de América. ISBN 978-0-8137-1204-8. Evolución de las Cordilleras de las Américas desde una perspectiva multidisciplinaria a partir de un simposio realizado en Mendoza, Argentina (2006).

enlaces externos

  • Mapas de las orogenias acadia y tacónica
  • Geología antártica
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