El Cinturón Plegado del Cabo es un cinturón plegado y corrido del Paleozoico tardío , que afectó la secuencia de capas de rocas sedimentarias del Supergrupo del Cabo en la esquina suroeste de Sudáfrica . [1] Originalmente era una continuación de las Montañas Ventana cerca de Bahía Blanca en Argentina , las Montañas Pensacola (Antártida Oriental), las Montañas Ellsworth (Antártida Occidental) y la orogenia Hunter-Bowen en el este de Australia. Las rocas involucradas son generalmente areniscas y lutitas , con las lutitas ( Grupo Bokkeveld ) persistiendo en los fondos de los valles mientras que las areniscas resistentes a la erosión (de la Formación Península) forman las cadenas paralelas, las montañas Cape Fold, que alcanzan una altura máxima de 2325 m. en Seweweekspoortpiek ('Siete semanas de desfiladero ' en afrikáans).
Las montañas Cape Fold forman una serie de cadenas paralelas que recorren las costas suroeste y sur de Sudáfrica durante 850 km desde Cederberg, 200 km al norte de la Península del Cabo , y luego a lo largo de la costa sur hasta Port Elizabeth. , 650 km al este (véanse los dos mapas uno encima del otro a la derecha).
Las rocas se depositaron como sedimentos en un valle del rift que se desarrolló en el sur de Gondwana , justo al sur del sur de África, durante los períodos Cámbrico - Ordovícico (que comenzaron hace unos 510 millones de años y terminaron hace unos 330-350 millones de años). [3] [4] [5] (Vea el bloque amarillo etiquetado C en el diagrama de línea de tiempo geológico de la Tierra a la derecha.) Una capa de sedimento de 8 km de espesor, conocida como Supergrupo del Cabo (ver más abajo), acumulada en el suelo de este valle del rift. [4] El cierre del valle del rift, que comenzó hace 330 millones de años, fue el resultado del desarrollo de una zona de subducción a lo largo del margen sur de Gondwana y el consiguiente desplazamiento de la meseta de las Malvinas de regreso a África, durante los períodos Carbonífero y Pérmico temprano . Después del cierre del valle del rift y la formación del Supergrupo del Cabo en una serie de pliegues paralelos, que corren principalmente de este a oeste (con una sección corta que corre de norte a sur en el oeste, debido a la colisión con la Patagonia que se mueve hacia el este), la subducción continua de la placa paleo-Pacífica debajo de la meseta de las Malvinas y la colisión resultante de esta última con el sur de África, levantaron una cadena montañosa de inmensas proporciones al sur del antiguo valle del rift. El Supergrupo del Cabo plegado formó las estribaciones norteñas de esta imponente cadena montañosa.
El peso de las montañas del Supergrupo Malvinas-Cabo provocó que la corteza continental del sur de África se hundiera, formando un sistema de antepaís de retroarco , en el que se depositó el Supergrupo Karoo . [1] [4] [6] Con el tiempo, gran parte del Supergrupo del Cabo quedó enterrado bajo estos depósitos de Karoo, sólo para resurgir como montañas cuando el levantamiento del subcontinente, hace unos 180 millones de años, y nuevamente hace 20 millones de años, inició una episodio de erosión continua que iba a eliminar muchos kilómetros de depósitos superficiales del sur de África. [4] Aunque las cimas de las montañas Cape Fold originales fueron erosionadas, se erosionaron mucho más lentamente que los depósitos de Karoo, considerablemente más blandos, al norte. Así, el cinturón plegado del Cabo "surgió" de la erosión del paisaje africano para formar las cadenas montañosas paralelas que hoy se extienden a lo largo de 800 km a lo largo de la costa sur y suroeste del Cabo. De hecho, forman la costa, ya sea con una pendiente pronunciada directamente hacia el mar, o bien están separadas de él por una llanura costera relativamente estrecha.
La cordillera de las Malvinas probablemente se había erosionado hasta adquirir una relativa insignificancia a mediados del período Jurásico y comenzó a desplazarse hacia el suroeste poco después de que Gondwana comenzara a fragmentarse hace 150 millones de años, dejando que el cinturón plegado del Cabo bordeara la parte sur del nuevo formó el continente africano. Aunque las montañas son muy antiguas según los estándares andinos y alpinos, siguen siendo empinadas y accidentadas debido a su geología de arenisca cuarcítica (ver más abajo), lo que las hace muy resistentes a la intemperie . La famosa Montaña de la Mesa forma parte del Cinturón Plegado del Cabo, y está formado por los estratos locales más bajos (más antiguos) del Supergrupo del Cabo, compuestos predominantemente de arenisca cuarcítica que forma los impresionantes acantilados casi verticales que caracterizan a la montaña y al resto del cordillera que constituye la columna vertebral de la Península del Cabo . [3] [7]
El grado de erosión de las montañas Cape Fold originales (formadas durante los períodos Carbonífero y Pérmico temprano) está atestiguado por el hecho de que la Montaña de la Mesa, de 1 km de altura, en la Península del Cabo, es una montaña sinclinal , lo que significa que formaba parte de el fondo de un valle cuando el Supergrupo del Cabo se plegó inicialmente. El anticlinal , o elevación más alta del pliegue entre Table Mountain y las montañas Hottentots-Holland (de 1,2 a 1,6 km de elevación), en el lado opuesto del istmo que conecta la península con el continente, ha sido erosionado. El basamento de esquisto y granito de Malmesbury sobre el que descansaba esta montaña anticlinal también formó un anticlinal; pero al estar compuesto de rocas mucho más blandas, fácilmente erosionadas hasta formar una llanura plana de 50 km de ancho (ahora cubierta de arenas de dunas) llamada "Cape Flats". [3]
El cinturón plegado del Cabo (es decir, las cadenas montañosas) se extiende desde aproximadamente Clanwilliam (aproximadamente 200 km al norte de Ciudad del Cabo) hasta aproximadamente Port Elizabeth (aproximadamente 650 km al este de Ciudad del Cabo). Los sedimentos del Supergrupo del Cabo más allá de estos puntos no están plegados en cadenas montañosas, sino que, en algunos lugares, forman acantilados o gargantas escarpados, donde los sedimentos circundantes han sido erosionados (ver, por ejemplo, Oribi Gorge en KwaZulu-Natal ). [4] [5]
Las montañas, aunque de altura moderada, son majestuosas y espectaculares. Esto se debe en parte a numerosos factores geológicos; Las cordilleras suelen tener pocas o ninguna estribación y se elevan directamente desde el fondo de los valles. Las bases de las montañas suelen estar al nivel del mar o cerca de él. [8]
Las montañas del Cape Fold Belt están compuestas por rocas que pertenecen al Cape Supergroup , que es más extenso que el Cape Fold Belt. El Supergrupo se divide en varios Grupos distintos.
Las extensiones occidental y meridional del Supergrupo se han plegado en una serie de cadenas montañosas longitudinales, por la colisión de la Meseta de las Malvinas con lo que más tarde se convertiría en Sudáfrica (ver diagramas a la izquierda). Sin embargo, todo el conjunto de esta región desciende hacia el norte y el este, de modo que las rocas más antiguas quedan expuestas en el sur y el oeste, mientras que los miembros más jóvenes del Supergrupo están expuestos en el norte, donde todo el Supergrupo del Cabo se sumerge bajo el Rocas de Karoo . La perforación en Karoo ha establecido que las rocas del Supergrupo del Cabo se encuentran debajo de la superficie hasta aproximadamente 150 km al norte de su exposición más al norte en la superficie. [5]
El Supergrupo del Cabo se extiende hacia el este más allá del cinturón plegado hacia el Cabo Oriental y el norte de KwaZulu-Natal , donde no se produjo ningún plegamiento. [5]
La sedimentación inicial en el valle del rift que se desarrolló en el sur de Gondwana (ver diagrama en la parte superior izquierda) se limitó a los extremos occidental y oriental del rift. Los ríos desviados hacia estas primeras fisuras depositaron arena y grava para formar el Grupo Klipheuwel en el oeste y el Grupo Natal en el este. [4] [5] Estas formaciones no contienen fósiles. Hoy en día, el Grupo Klipheuwel está expuesto en varios parches pequeños cerca de Lamberts Bay, Piketberg y al suroeste de Paarl Rock . [9]
El Grupo Natal, que es similar al Grupo Montaña de la Mesa (ver más abajo), se encuentra en varios parches alargados cerca de la costa del norte del Cabo Oriental y KwaZulu-Natal . Forma los impresionantes acantilados de Oribi Gorge , y también se puede ver en una carretera que corta entre Durban y Pietermaritzburg , particularmente en Marian Hill Toll Plaza. [4] La mayor parte del grupo ha sido profundamente erosionado por numerosos ríos que crearon las irregulares mesetas y escarpas de la región de Durban-Pietermaritzburg. [5] [10]
Con la ampliación y profundización del valle del rift, toda la parte sur de lo que se convertiría en Sudáfrica, hasta una línea que se extiende desde Calvinia en el oeste hasta el este de Londres en el este, más la costa de KwaZulu-Natal, quedó inundada. [5] que conduce a una vía marítima que atraviesa el sur y el este del país, llamada Mar de Agulhas. [4] El fondo del mar estaba formado por el Grupo Klipheuwel en el oeste, el Grupo Natal en el este y rocas precámbricas erosionadas en el medio. [4]
Los primeros sedimentos en el mar inicialmente todavía poco profundo, posiblemente interior, fueron capas alternadas de lutitas de color granate y areniscas de color beige, cada una de ellas con un espesor en su mayoría de entre 10 y 30 cm. [3] Las unidades de lutita comúnmente muestran marcas de ondulaciones del flujo y reflujo de las corrientes de marea, así como grietas poligonales de barro llenas de arena que indican exposición ocasional a la desecación. [3] Esta capa, conocida como Formación Graafwater , alcanza un espesor máximo de 400 m, [10] pero en la Península del Cabo tiene sólo 60 a 70 m de espesor. [3] No se han encontrado fósiles en las rocas de Graafwater, pero se han encontrado huellas de animales en aguas poco profundas. [4] [10] Un ejemplo particularmente bueno de estas huellas se puede ver en el vestíbulo del Departamento de Geología de la Universidad de Stellenbosch, donde se ha construido en la pared una losa de roca Graafwater de las montañas Cederberg . [5]
El corte de Chapman's Peak Drive, en la Península del Cabo, está tallado en la Formación Graafwater que se superpone a la roca del basamento Cape Granite debajo de la carretera. La Formación Graafwater también se puede ver claramente en el corte de la segunda curva cerrada cuando la Ou Kaapse Weg (carretera) sube la pendiente desde Westlake hasta la meseta de Silvermine. En el corte también se puede ver la transición abrupta y obvia a la Formación Península que se encuentra encima. Mirando la pendiente desde abajo hasta la primera curva cerrada, se ve el basamento de granito sobre el que descansa la formación Graafwater. Y en el corte de la primera curva cerrada se ve claramente la arcilla arenosa de color ocre en la que se ve el granito.
Con un mayor hundimiento del fondo del valle del rift, y posiblemente rompiendo hacia el océano, los sedimentos se vuelven abruptamente más arenosos, lo que indica un aumento repentino en la profundidad del Mar de Agulhas (ver fotografía a la derecha). Se colocó un depósito, conocido como Formación Península (también conocida como Arenisca de Table Mountain ), que consiste en arenisca cuarcítica de capas gruesas , con un espesor máximo de 2000 m. Estas areniscas son muy duras y resistentes a la erosión. Por lo tanto, forman la mayor parte de las montañas, acantilados escarpados y riscos escarpados del cinturón plegado del Cabo, incluidos los 600 m superiores de la Montaña de la Mesa de 1 km de altura , debajo de la cual se encuentra Ciudad del Cabo . No contiene fósiles.
La formación de la península se puede rastrear desde 300 km al norte de Ciudad del Cabo (es decir, unos 50 km al norte de Vanrhynsdorp en la costa oeste), hacia el sur hasta Ciudad del Cabo y luego hacia el este hasta el norte de KwaZulu-Natal , una distancia total de aproximadamente 1800 km, aproximadamente a lo largo de la costa sudafricana. [9] Sólo la sección entre Clanwilliam (aproximadamente 200 km al norte de Ciudad del Cabo) y Port Elizabeth (aproximadamente 650 km al este de Ciudad del Cabo) se incluye en las montañas Cape Fold.
Durante el depósito de sedimentos de la Formación Península, la parte occidental de la región estuvo cubierta por glaciares durante un período geológicamente breve. Los sedimentos de diamictita que fueron depositados por estos glaciares, o en lagos glaciares, se conocen como formaciones Pakhuis y Cederberg . [4] Una pequeña porción detilita Pakhuis se encuentra en la cima de Table Mountain en Maclear's Beacon , [3] pero la mayoría de las formaciones Pakhuis y Cederberg se encuentran como una capa delgada (en promedio, sólo unos 60 m de espesor [5] ) en las rocas de Formación Península de las montañas más interiores al oeste de una línea entre Swellendam y Calvinia . [5] Estas rocas de diamictita están compuestas de barro finamente molido, que contiene un revoltijo de guijarros facetados. Se pueden reconocer fácilmente a distancia, ya que esta formación se erosiona fácilmente en franjas verdes, fértiles y de suave pendiente en un paisaje que contrasta marcadamente con las superficies rocosas desnudas de las cuarcitas arriba y abajo. [5] En varios lugares, las cuarcitas debajo del horizonte glacial se han arrugado en una serie de pliegues. Se cree que esto fue causado por el movimiento del hielo que se adentra en las arenas no consolidadas subyacentes. [5] Un buen ejemplo de esto se puede ver en una cresta de rocas cerca de Maclear 's Beacon en Table Mountain, cerca del borde de la meseta que domina el Cape Town City Bowl y Table Bay.
La Formación Pakhuis también está bien expuesta en el camino a lo largo del Paso Michell, justo debajo de Tolhuis, [3] y especialmente en el Paso Pakhuis cerca de Clanwilliam , de donde la formación deriva su nombre. [5]
Los glaciares que formaron las formaciones Pakhuis y Cederberg procedían del noroeste, en dirección al Polo Sur, que en aquel momento se encontraba en las cercanías de Camerún . [10]
La Formación Península Superior, encima de las Formaciones Pakhuis y Cederberg, está formada por arenisca mucho más blanda que la Formación Península Inferior, y a menudo se la conoce como Formación Nardouw . [5] [12] En Cederberg, esta formación ha sido erosionada por el viento hasta formar una amplia variedad de "esculturas", cuevas y otras estructuras fascinantes por las que estas montañas se han hecho famosas. [12]
Hace unos 400 millones de años (a principios del período Devónico) se produjo un mayor hundimiento del fondo del valle del rift. Esto provocó la deposición de sedimentos de grano fino de aguas más profundas del grupo Bokkeveld . Esto contrasta marcadamente con los sedimentos predominantemente arenosos del Grupo Table Mountain. El grupo Bokkeveld está formado principalmente por lutitas. [4]
Después de que el Supergrupo del Cabo se integró en las Montañas Cape Fold, estas suaves lutitas se arrastraron fácilmente desde las cimas de las montañas y solo permanecen en los valles. Aquí forman los suelos fértiles en los que florecen los viñedos y huertos frutales del Cabo Occidental con la ayuda del riego de los ríos que nacen en las montañas circundantes. [4]
El Grupo Bokkeveld no se extiende hasta la Península del Cabo ni su istmo (Cape Flats). Aquí se han plantado los viñedos de Stellenbosch , Franschhoek , Paarl , Durbanville , Tulbagh y Constantia sobre los suelos erosionados de Cape Granite y Malmesbury shale , que forman las rocas del basamento sobre las que descansan las rocas del Cape Supergroup en esta región. [ cita necesaria ]
El Grupo Bokkeveld se extiende hacia el este hasta Port Alfred (cerca de Grahamstown ), aproximadamente 120 km más allá de la extensión oriental del Cape Fold Belt. [9]
La mayor parte de los fósiles encontrados en el Supergrupo del Cabo se encuentran en las lutitas de Bokkeveld. Incluyen una variedad de braquiópodos , así como trilobites , moluscos , equinodermos (incluidas estrellas de mar , crinoideos y los extintos blastoides y cistoides ), foraminíferos y peces con mandíbulas ( placodermos ). [4] [5] [10]
Las capas superiores del Grupo Bokkeveld se vuelven cada vez más arenosas, graduándose hacia la arenisca del Grupo Witteberg , llamado así por la cadena montañosa al sur de Matjiesfontein y Laingsburg en el sur de Karoo . Estas rocas se depositaron hace 370 - 330 millones de años en las condiciones marinas sedimentadas y, por lo tanto, poco profundas de lo que quedaba del Mar de Agulhas. [4] El grupo contiene menos fósiles que el Grupo Bokkeveld, pero el conjunto que se conserva incluye peces primitivos, una especie extinta de tiburón, braquiópodos, bivalvos y un escorpión marino de un metro de largo . También se encuentran fósiles de plantas y numerosas huellas de animales. [4] [5] El Grupo Witteberg está truncado por los sedimentos suprayacentes de Dwyka de origen glacial. Este último forma parte del Supergrupo Karoo . Por lo tanto, el Grupo Witteberg forma la capa superior del Supergrupo del Cabo. Tiende a formar los afloramientos más hacia el interior del Supergrupo del Cabo, y se puede rastrear hacia el este hasta donde se puede rastrear el Grupo Bokkeveld (es decir, hasta Port Alfred), unos 120 km más allá del cinturón plegado del Cabo. [5] [9]
Los grupos Bokkeveld y Witteberg no se encuentran en el noreste de Cabo Oriental y KwaZulu-Natal , donde el Supergrupo del Cabo está representado sólo por el Grupo Natal y un rastro de la Formación Península (sin la Formación Graafwater intermedia). [9]
Los sedimentos de Witteberg se depositaron en lo que quedaba del mar de Agulhas, una extensión de agua poco profunda y muy reducida en comparación con su tamaño durante el período Bokkeveld. [5] Inmediatamente después del período Witteberg (hace unos 330 millones de años), gran parte de Gondwana (particularmente lo que se convertiría en África y la Antártida, pero también partes de América del Sur y la India) quedó cubierta por una capa de hielo de kilómetros de espesor a medida que la super- El continente se desplazó sobre el Polo Sur. [4] [5] [11] Los depósitos de diamictita que dejan estos glaciares forman la primera capa del Supergrupo Karoo , llamado Grupo Dwyka . Durante el período de glaciación, la meseta de las Malvinas comenzó a moverse hacia el norte, hacia lo que se convertiría en el sur de África, cerrando la depresión que había sido el mar de Agulhas y formando pliegues que discurrían aproximadamente paralelos a lo que finalmente se convertiría en el sudoeste y el mar de Agulhas. costas del sur de Sudáfrica. Esta formación de montañas continuó en la siguiente fase de la sedimentación de Karoo, que comenzó hace unos 260 millones de años, después de que las capas de hielo se derritieran, dejando un gran lago (el Mar de Karoo) que se extendía por gran parte de Sudáfrica. Los depósitos marinos o lacustres resultantes forman el Grupo Ecca del Karoo . Durante estos tiempos de Ecca, la colisión continua de la meseta de las Malvinas con el sur de África y la subducción de la corteza oceánica debajo de la meseta provocaron la formación de una cadena de montañas de proporciones del Himalaya al sur de Sudáfrica. [4] Las montañas Cape Fold se formaron completamente durante este período para convertirse en las estribaciones norteñas de esta enorme cadena montañosa. Por lo tanto, el plegamiento que se produjo durante este período involucró no solo los sedimentos del Supergrupo del Cabo, sino también las porciones meridionales de los Grupos Dwyka y Ecca del Supergrupo Karoo. [4] [5]
Cuando Gondwana se desintegró hace unos 150 millones de años, las Montañas Malvinas habían sido prácticamente erosionadas, antes de desplazarse hacia el suroeste hasta su posición actual frente a la costa del sur de América del Sur , cerca del Cabo de Hornos , dejando atrás sólo el submarino Agulhas. Banco a lo largo de la costa sur de África. Las montañas Cape Fold posiblemente sobrevivieron a la destrucción por erosión, en primer lugar debido a las rocas extremadamente duras (la arenisca de la Formación Península) que forman la columna vertebral de las cadenas montañosas, pero también posiblemente porque quedaron enterradas bajo los depósitos de Karoo que se originaron en las Montañas Malvinas. Así, por ejemplo, se pueden encontrar restos de depósitos de Karoo en el valle de Worcester-Robertson, en el centro del Fold Belt. [9] [13]
Aunque los sedimentos de Dwyka y Ecca contiguos a las montañas Cape Fold estuvieron sujetos a las mismas fuerzas de compresión que dieron origen a las montañas Cape Fold, no forman las mismas cadenas montañosas que las montañas Cape Fold. Esto se debe a que están compuestos de rocas mucho más blandas que la arenisca de la Formación Península y, por lo tanto, pronto fueron erosionadas hacia las llanuras del "Bajo Karoo" , excepto donde estaban protegidas por capas de dolerita o turbidita duras y resistentes a la erosión , para formar capas aisladas. montañas que sobresalen de la llanura. [4] [13]
Las montañas no son particularmente antiguas, a pesar de su apariencia antigua. Se les considera de mediana edad en términos geológicos. Se crearon cuando la meseta de las Malvinas chocó con el sur de África, cuando Pangea , el supercontinente, se formó durante los períodos Cámbrico - Ordovícico (desde hace 510 hasta hace aproximadamente 330-350 millones de años). [3] [4] [5] Su estatura, con alturas que varían de 1000 ma 2300 m, se debe principalmente a las rocas resistentes a la intemperie de arenisca cuarcítica del Grupo Península (ver arriba).
Se encuentran en largas cadenas paralelas, cada una de no mucho más de 10 km de ancho, separadas por valles igualmente largos con un ancho máximo de unos 50 km (en su mayoría, sólo entre 15 y 30 km de ancho). Casi todos estos rangos consisten en rocas duras del Grupo Península resistentes a la erosión. Los valles tienden a estar cubiertos por lutitas del Grupo Bokkeveld . Una característica notable de estas cadenas es que las montañas de 1500 m de altura (desde la base hasta la cresta) están atravesadas por desfiladeros muy estrechos, con paredes casi verticales , de no mucho más de 50 a 70 m de ancho en el fondo, a través de los cuales fluyen ríos desde el Gran Escarpa del interior hasta el mar. Es desde dentro de estos estrechos desfiladeros, muchos de los cuales se pueden recorrer por carretera, que se ofrece una vista transversal de las montañas y se puede apreciar su intenso plegamiento y distorsión (ver las fotografías en la parte superior derecha). Su origen es el siguiente:
Después de que se formaron las montañas plegadas, quedaron enterradas bajo sedimentos derivados de las enormes Montañas Malvinas del tamaño del Himalaya al sur del Cinturón Plegado del Cabo. [4] [14] Los sedimentos erosionados de estas montañas proporcionaron la mayor parte de los sedimentos Beaufort de 6 km de espesor en la cuenca Karoo, [4] pero también cubrieron el cinturón Cape Fold, protegiéndolos así de la erosión. Al final del Período Karoo, hace unos 180 millones de años, el subcontinente quedó cubierto por una gruesa capa de lavas de Drakensberg , evento que estuvo acompañado por un levantamiento o abultamiento del sur de África, dando inicio a un período casi ininterrumpido, que continúa hasta el presente. de erosión que elimina muchos kilómetros de rocas superficiales de todo el subcontinente. [4] Los ríos que fluyen desde este interior abultado hacia los mares que se estaban formando alrededor de Sudáfrica cuando Gondwana se estaba rompiendo hace 150 millones de años, eventualmente encontraron crestas rocosas a medida que la capa protectora sobre el Cinturón Plegado del Cabo se erosionaba, exponiendo las cimas de sus montañas. Los ríos rompieron estas crestas, después de posiblemente haber sido represados por un corto período, creando un paso estrecho a través de la barrera rocosa baja. La erosión continua expuso cada vez más de estas cadenas montañosas cuarcíticas, pero los ríos, ahora confinados en gargantas estrechas y de flujo rápido, continuaron rompiendo cada barrera a medida que el paisaje circundante se erosionaba a niveles cada vez más bajos, particularmente durante los últimos 20 millones de años. [4]
Por lo tanto, estos ríos de 150 millones de años cortan el desfiladero, comenzando por desbordarse y luego a través de las montañas Cape Fold, que entran en erupción gradualmente, para formar los espectaculares "poorte" y "klowe" (plural de "poort" y "kloof" , en afrikáans significa desfiladero o abismo) que caracterizan hoy a estas montañas. Los desfiladeros más conocidos son: Meiringspoort , Seweweekspoort , el paso de Tradouws , Kogmanskloof, el paso de García, el desfiladero del río Gourits (que no tiene carretera que lo atraviese) y el paso de Michell , que tiene, sin embargo, más forma de V que el otros, pero impresionantes de todos modos. Además, varias carreteras y autopistas coronan las montañas sobre collados o las atraviesan a través de túneles.
Varias fallas paralelas todavía corren aproximadamente paralelas a la costa y se formaron durante el rift de Gondwana cuando América del Sur y la meseta de las Malvinas se separaron de África. La Patagonia estaba al oeste de Ciudad del Cabo y las Islas Malvinas al sur durante el Período Jurásico antes de la separación. La mayoría de estas fallas están inactivas hoy, pero el 29 de septiembre de 1969 las ciudades de Ceres y Tulbagh , a unos 160 km al nordeste de Ciudad del Cabo, resultaron gravemente dañadas por un gran terremoto , originado por el movimiento del extremo norte de la falla de Worcester. [4] [5]
Otra falla importante (inactiva) se extiende a lo largo de 300 km a lo largo del borde sur de las montañas Swartberg . A lo largo de esta falla se levantaron las montañas Swartberg, hasta tal punto que en la región de Oudtshoorn las rocas que forman la base del Supergrupo del Cabo quedan expuestas. Estos se conocen localmente como el "Grupo Cango", pero probablemente son una continuación del " Grupo Malmesbury " que forma la base de Table Mountain en la Península del Cabo , y afloramientos similares en el Cabo Occidental . [4] En Little Karoo, el afloramiento está compuesto de piedra caliza , en la que un arroyo subterráneo ha excavado las impresionantemente extensas cuevas de Cango . [9] [14] [15] [16]
La siguiente es una lista de los rangos individuales más grandes dentro del Cape Fold Belt que se incluyen de oeste a este. (Traducciones entre paréntesis; berg en afrikáans significa montaña; su plural es berge ).
33°24′S 22°00′E / 33.4°S 22°E / -33.4; 22
