Cimmeria era un antiguo continente , o, más bien, una cadena de microcontinentes o terranes , [3] que se desprendió de Gondwana en el hemisferio sur y se acrecentó a Eurasia en el hemisferio norte . Consistía en partes de la actual Turquía , Irán , Afganistán , Pakistán , Tíbet , China , Myanmar , Tailandia y Malasia . [4] [5] Cimmeria se desprendió de las costas gondwanas del océano Paleo-Tetis durante el Pérmico temprano [6] y cuando el océano Neo-Tetis se abrió detrás de él, durante el Pérmico, el Paleo-Tetis se cerró frente a él. [7] Debido a que los diferentes trozos de Cimmeria se desplazaron hacia el norte a diferentes velocidades, se formó un océano Meso-Tetis entre los diferentes fragmentos durante el Cisuraliano. [8] Cimmeria se desprendió de Gondwana de este a oeste, desde Australia hasta el Mediterráneo oriental. [9] Se extendió por varias latitudes y abarcó una amplia gama de zonas climáticas. [10]
El paleontólogo austríaco Melchior Neumayr fue el primero en proponer en 1883 la existencia de un «gran mar Mediterráneo antiguo». [11] Tras estudiar la distribución de las faunas del Jurásico, concluyó que un océano ecuatorial que se extendía desde la India hasta América Central debía haber separado un gran continente en el hemisferio norte de uno en el hemisferio sur. El geólogo austríaco Eduard Suess denominó a este océano mesozoico Tetis, un océano mítico que separaba un continente mítico (Gondwana, hogar de la flora con forma de lengua ) de un continente boreal. [12] El geofísico alemán Alfred Wegener , por el contrario, desarrolló un concepto de un único continente global (el supercontinente Pangea ) que, en su opinión, no dejaba lugar para un océano ecuatorial. Sin embargo, el geólogo australiano Samuel Warren Carey propuso en 1958 la existencia de un Tetis con forma de cuña y orientado al este dentro de Pangea. [13] Este océano fue identificado posteriormente como una sucesión de océanos separados por terrenos o bloques continentales que migraban hacia el norte , uno de los cuales era Cimmeria.
En 1974, después de un extenso trabajo de campo en Oriente Medio, el geólogo suizo Jovan Stöcklin identificó el pie norte de la cordillera de Alborz, en el norte de Irán, como la sutura que en el Paleozoico era la costa norte de Gondwana y los restos del océano Paleo-Tetis. Stöcklin también señaló que una grieta del Mesozoico temprano o del Paleozoico tardío separaba la placa iraní de la placa árabe , y que otra sutura meridional debía ser los restos del océano Neo-Tetis. Stöcklin se dio cuenta de que la apertura de este océano posterior debe haber transformado a Irán en un microcontinente. Esas observaciones hicieron que Stöcklin fuera el primero en identificar una pequeña parte de lo que más tarde se conocería como Cimmeria. [14]
Stöcklin también señaló que su propuesta se parecía al antiguo concepto del mundo en el que había dos continentes, Angaralandia en el norte y Gondwana en el sur, separados por un océano alargado, el Tetis. Irán no pertenecía a ninguno de los dos continentes, sino que era parte del reino de Tetis. [14] La sutura meridional de Stöcklin fue confirmada más tarde por las observaciones de la evolución de la microflora en Irán, que tenía una afinidad con Gondwana durante el Carbonífero, pero una afinidad con Eurasia durante el Triásico Superior: Irán claramente se había desplazado desde Gondwana a Laurasia. [15]
En la década de 1980, el geólogo turco Celâl Şengör finalmente extendió el microcontinente iraní de Stöcklin más al oeste hasta Turquía y más al este hasta el Tíbet y el Lejano Oriente. [16] Şengör también reutilizó el nombre introducido por Suess en 1901, "Kimmerisches Gebirge" - las " montañas de Crimea " o "montañas de Cimmeria". [15] [17] [18]
En la cordillera que ahora se extiende desde los Alpes hasta Indonesia, Şengör identificó, utilizando un esquema simplificado, dos sistemas orogénicos distintos pero superpuestos que contienen una gran cantidad de suturas anastomosadas : las Cimmerides, más antiguas, y las Alpides, más jóvenes , que juntas forman lo que Şengör llamó el sistema superorogénico Tethysides. Estos dos sistemas orogénicos están, por lo tanto, asociados con dos períodos importantes de cierre oceánico: las Cimmerides, más tempranas, septentrionales y mucho más grandes, y las Alpides, más tardías, meridionales y más pequeñas. Cimmeria era el largo "archipiélago" continental que separaba los dos océanos antes del cierre del Paleo-Tetis. [18]
Este reino de Tetis cubre la mayor parte de Eurasia y un amplio lapso de tiempo (de norte a sur): [18]
Sin embargo, este esquema simple oscurece en parte la naturaleza compleja de los ciclos tetianos y términos como "eocimmeriano" y "neocimmeriano" se utilizan a menudo para los eventos del Triásico Superior y del Jurásico Superior respectivamente. [19] Además, a menudo se hace una distinción entre dos dominios tetianos más recientes: el Tetis alpino y el Neo-Tetis. El Tetis alpino, el dominio occidental en este esquema, separaba el sudoeste de Europa del noroeste de África y estaba conectado con el Atlántico central. Ahora está completamente cerrado y su sutura abarca los Magrebíes (que se extienden desde Gibraltar hasta Sicilia), así como los Apeninos y los Alpes. El Neo-Tetis, el dominio oriental, se abrió entre Arabia y los terrenos cimerios. La cuenca mediterránea oriental y el golfo de Omán se consideran reliquias del Neo-Tetis, que por lo tanto todavía se está cerrando. Estos dos dominios estuvieron conectados al este de Sicilia hasta el final del Jurásico. [20]
En el Paleozoico Tardío, cuando los bloques cimerios todavía se ubicaban en el margen norte de Gondwana, estaban lejos de cualquier margen activo y cinturones orogénicos, pero habían sido afectados por subsidencia térmica desde la apertura silúrica de Paleo-Tetis. Las ofiolitas del Carbonífero al Pérmico a lo largo de las zonas de sutura en el Tíbet y el noreste de Irán indican que el margen activo de Paleo-Tetis se ubicaba aquí. [21] Fueron las fuerzas de tracción de la losa en el Paleo-Tetis las que separaron a Cimmeria de Gondwana y abrieron el Neo-Tetis. La dorsal mesoceánica en el Paleo-Tetis se subdujo bajo Eurasia, como lo evidencia el MORB (basalto de dorsal mesoceánica) pérmico en Irán. El retroceso de la losa en el Paleo-Tetis abrió una serie de cuencas de retroarco a lo largo del margen euroasiático y resultó en el colapso de la cordillera Varisca . A medida que el Paleo-Tetis se subducía bajo el margen sur de Eurasia, se formaron océanos de arco posterior desde Austria hasta China. Algunos de estos arcos posteriores se cerraron durante la orogenia cimeria (por ejemplo, la secuencia de océanos de arco posterior Karakaya-Küre en Turquía), otros permanecieron abiertos (por ejemplo, los océanos de arco posterior Meliata-Maliac-Pindos en el Mediterráneo oriental), lo que llevó a la formación de océanos de arco posterior más recientes. [9]
Turquía es un conjunto de bloques continentales que durante el Pérmico formaban parte del margen norte de Gondwana. Durante el Pérmico-Triásico, cuando el Paleo-Tetis se subdujo bajo este margen (en lo que hoy es el norte de Turquía), se abrió un mar marginal que rápidamente se llenó de sedimentos (hoy en día el basamento del Terrane Compuesto de Sakarya en las Póntidas ). Durante el Triásico Tardío, el Neo-Tetis comenzó a abrirse detrás de Cimmeria cuando el Mediterráneo Oriental y sus dos brazos orientales se abrieron al océano Bitlis-Zagros (el brazo sur del Neo-Tetis). [22]
Durante el Jurásico Temprano, Cimmeria comenzó a desintegrarse detrás del arco volcánico Paleo-Tetis. Esto abrió la rama norte del Neo-Tetis: los océanos Intra-Póntido, Izmh [ cita requerida ] -Ankara y el Táuride Interior. El cierre del Paleo-Tetis en el Jurásico Medio redujo el archipiélago cimerio en Anatolia. Al sur de los bloques cimerios había ahora dos ramas del Neo-Tetis, una norteña, más grande y compleja, y una meridional, más reducida; el continente Anatolide-Tauride las separaba, el pequeño continente Sakarya estaba ubicado dentro de la rama norte. El continente Apulia estaba conectado al continente Anatolide-Tauride. [22]
Estas ramas neotetiana alcanzaron su máxima anchura durante el Cretácico Inferior, tras lo cual la subducción bajo Eurasia las consumió gradualmente. Durante el Cretácico Medio-Superior, esta subducción abrió una cuenca de arco posterior , la Cuenca Occidental del Mar Negro, que se extendía hacia el oeste hasta los Balcanes al norte del arco de islas Ródope-Póntida allí. [23] En el Cretácico, esta cuenca empujó el terreno de Estambul (cerca de la actual Estambul) hacia el sur frente a ella, desde la Plataforma de Odesa en el noroeste del Mar Negro. En el Eoceno, el terreno finalmente colisionó con Cimmeria, poniendo fin así a la extensión en el oeste del Mar Negro. Al mismo tiempo, la Cuenca Oriental del Mar Negro se abrió cuando el Bloque Oriental del Mar Negro giró en sentido antihorario hacia el Cáucaso. [24]
A finales del Cretácico, la subducción intraoceánica hacia el norte dentro del Neotetis dio paso a la obducción de mantos ofiolíticos sobre la plataforma arábiga desde Turquía hasta la región de Omán. Al norte de esta zona de subducción, los restos del océano Neotetis comenzaron a subducirse hacia el norte y condujeron a la colisión del bloque Táurida con la placa arábiga durante el período posterior al Oligoceno. Al norte de estos sistemas, el bloque Táurida colisionó con el margen sur de Eurasia a finales del Cretácico. La convergencia continuó hasta finales del Oligoceno. La colisión entre Arabia y Eurasia en el este de Turquía durante el Eoceno tardío cerró las dos cuencas. [22]
Durante el Paleógeno, la corteza oceánica del Neo-Tetis unida a la placa africana se subdujo a lo largo de las fosas de Creta y Chipre. El continente Anatolide-Tauride colisionó con los bloques Pontide y Kırşehir en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano. Esto cerró las ramas Ankara-Erzincan del Neo-Tetis norte. Durante este cierre, el retroceso y la ruptura de la placa en el Eoceno dieron como resultado la inversión en los bloques Pontide y un magmatismo generalizado en el norte de Turquía. A continuación, se produjo una extensión y un afloramiento, lo que dio como resultado la fusión del material litosférico debajo de los bloques Pontide. [25]
En el sur de Turquía, la subducción hacia el norte del Neo-Tetis a lo largo de la zona de subducción Bitlis- Zagros dio lugar a magmatismo en el arco Maden-Helete (sudeste de Turquía) durante el Cretácico Superior-Eoceno y magmatismo de arco posterior en las Táuridas. La zona de subducción Bitlis-Zagros finalmente se cerró en el Mioceno y durante todo el Oligoceno-Neógeno y el Cuaternario el vulcanismo se volvió cada vez más localizado. En el Oligoceno Superior, el retroceso de la placa en la Fosa Helénica dio lugar a una extensión en el Egeo y el oeste de Turquía. [25]
La subducción del Neo-Tetis occidental bajo Eurasia dio lugar a un extenso magmatismo en lo que hoy es el norte de Irán. En el Jurásico temprano, este magmatismo había producido una fuerza de tracción de la placa que contribuyó a la ruptura de Pangea y la apertura inicial del Atlántico. Durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano, la subducción de la dorsal mesoceánica del Neo-Tetis contribuyó a la ruptura de Gondwana, incluido el desprendimiento del terreno Argo-Birmano de Australia. [9] El microcontinente iraní centro-oriental (CEIM) se suturó con Eurasia en el Triásico tardío durante el evento orogénico regional "Eocimmeriano" en el norte de Irán, pero Irán está formado por varios bloques continentales y el área debe haber visto una serie de cierres oceánicos en el Paleozoico tardío y el Mesozoico temprano. [26]
El Gran Cáucaso y el Cáucaso Menor tienen una historia geológica complicada que implica la acreción de una serie de terrenos y microcontinentes desde el Precámbrico Tardío hasta el Jurásico dentro del marco del Tetis. Estos incluyen los terrenos y arcos insulares del Gran Cáucaso, el Mar Negro-Transcaucásico Central, Baiburt-Sevaniano e Irán-Afganistán. [27] En la región del Cáucaso se pueden encontrar restos de la sutura Paleo-Tetis en el Macizo Dzirula, que aflora secuencias del Jurásico Temprano en el centro de Georgia . Consiste en rocas oceánicas del Cámbrico Temprano y los posibles restos de un arco magmático; su geometría sugiere que la sutura fue seguida por fallas de desgarre. Las ofiolitas también afloran en el Macizo Khrami en el sur de Georgia y otro posible segmento de la sutura está presente en la región de Svanetia . La sutura es más antigua al este del Cáucaso (norte de Irán-Turkmenistán), pero más reciente tanto al oeste del Cáucaso como más al este de Afganistán y el norte del Pamir . [28]
La parte más oriental de Cimmeria, el Terrane de Sibumasu , permaneció unida al noroeste de Australia hasta hace 295-290 Ma, cuando comenzó a desplazarse hacia el norte, como lo respaldan los datos paleomagnéticos y biogeográficos. El Terrane de Qiangtang estaba ubicado al oeste de Sibumasu y contiguo a él. Las capas del Pérmico inferior en Sibumasu contienen diamictitas glaciales-marinas y faunas y floras de Gondwana que luego se desarrollaron de forma independiente antes de que Sibumasu se acoplara con Cathaysia. El rápido viaje de Sibumasu hacia el norte es especialmente evidente en el desarrollo de braquiópodos y fusulínidos . [29]
El terreno de Baoshan, en el oeste de Yunnan (China), forma la parte norte de Sibumasu. Está separado del bloque de Birmania por la zona de sutura de Gaoligong al oeste, y de los continentes de China meridional e Indochina al este por la zona de sutura de Chongshan y el cinturón de Changning-Menglian. Al igual que otras partes de Cimmeria oriental, fue muy deformado por la falla de desgarre intracontinental que siguió a la colisión entre India y Asia. [30]
Los datos paleomagnéticos indican que el sur de China e Indochina se movieron desde cerca del Ecuador hasta los 20°N desde el Pérmico temprano hasta el Triásico tardío. Baoshan, en cambio, se movió desde los 42°S en el Pérmico temprano hasta los 15°N en el Triásico tardío. Estos bloques y terrenos ocuparon paleolatitudes similares durante el Triásico tardío hasta el Jurásico, lo que indica que probablemente colisionaron en el Triásico tardío. Esto también está respaldado por evidencia geológica: el granito de 200-230 Ma en Lincang , cerca de la sutura Changning-Menglian, indica que ocurrió allí una colisión continente-continente en el Triásico tardío; Los sedimentos pelágicos en el cinturón ofiolítico Changning-Menglian-Inthanon (entre Sibumasu e Indochina) tienen una edad que va del Devónico medio al Triásico medio, mientras que en la sutura Inthanon, por el contrario, las rocas del Triásico medio al tardío no son pelágicas, con sílex radiolarios y clásticos turbídicos que indican que los dos bloques al menos se habían acercado el uno al otro en ese momento; las secuencias volcánicas de la zona ígnea de Lancangjiang indican que se había desarrollado un entorno postcolisión antes de las erupciones allí alrededor de 210 Ma; y la fauna de Sibumasu se desarrolló a partir de un conjunto peri-gondwánico no marino en el Pérmico temprano, a una fauna endémica de Sibumasu en el Pérmico medio , y a un Ecuatorial-Cathaysiano en el Pérmico tardío. [31]
Durante el Paleozoico temprano y medio, Cimmeria se encontraba en un margen activo de estilo andino . Los depósitos glaciares y los datos paleomagnéticos indican que Qiangtang y Shan Thai-Malaya todavía se encontraban muy al sur, adyacentes a Gondwana, durante el Carbonífero. La fauna y la flora ecuatoriales de China indican que se separó de Gondwana durante el Carbonífero. [4]
El terreno de Lhasa se ha interpretado como parte de Cimmeria y, si este es el caso, debe haberse separado de Gondwana junto con Sibumasu y Qiangtang. Sin embargo, el momento de la deriva hacia el norte de Lhasa todavía es controvertido, y los datos paleomagnéticos son extremadamente escasos. La evidencia sedimentológica y estratigráfica, por ejemplo, sugiere que se separó de Gondwana en el Triásico Tardío cuando Qiangtang ya estaba siendo acretado a Eurasia. [32] Esta supuesta separación de Lhasa en el Triásico Tardío también se ha documentado a lo largo de la plataforma noroccidental de Australia, donde los terrenos de Birmania Occidental y Woyla finalmente se separaron de Gondwana en el Jurásico Tardío. [33]
Hoy en día, la sutura de Bangong separa el terreno de Lhasa del terreno de Qiangtang.
Los restos actuales de Cimmeria, como resultado de la elevación masiva de su corteza continental, son inusualmente ricos en una serie de elementos calcófilos raros . Aparte del Altiplano de Bolivia, casi todos los depósitos de antimonio en forma de estibina del mundo se encuentran en Cimmeria, y las minas más importantes se encuentran en Turquía, Yunnan y Tailandia. Los principales depósitos de estaño también se encuentran en Malasia y Tailandia , mientras que Turquía también tiene importantes depósitos de mineral de cromita .
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