El batolito de Sierra Nevada es un gran batolito que mide aproximadamente 400 millas de largo y entre 60 y 80 millas de ancho y forma el núcleo de la cadena montañosa de Sierra Nevada en California , expuesto en la superficie como granito . [1]
El batolito está compuesto por muchas masas individuales de roca llamadas plutones , que se formaron en las profundidades del subsuelo durante episodios separados de intrusión de magma , millones de años antes de que la propia Sierra comenzara a elevarse. Los plutones extremadamente calientes y relativamente flotantes , también llamados diapiros plutónicos , se introdujeron a través de rocas y sedimentos nativos más densos, sin llegar nunca a la superficie. Al mismo tiempo, parte del magma logró llegar a la superficie como flujos de lava volcánica, pero la mayor parte se enfrió y endureció debajo de la superficie y permaneció enterrada durante millones de años.
El batolito, la masa combinada de plutones subterráneos, quedó expuesto cuando las fuerzas tectónicas iniciaron la formación de la provincia geológica Basin and Range , incluida la Sierra Nevada. A medida que las montañas se elevaban, las fuerzas de la erosión acabaron desgastando el material que había cubierto el batolito durante millones de años. Las porciones expuestas del batolito se convirtieron en los picos de granito de la Sierra Alta, incluidos el Monte Whitney , Half Dome y El Capitán . La mayor parte del batolito, sin embargo, permanece bajo la superficie.
El batolito de Sierra se formó cuando la Placa de Farallón se subdujo por debajo de la Placa de América del Norte . La roca fundida resultante se elevó a través de la corteza terrestre en un lapso de 100 Ma , formando varios plutones , o una cadena de volcanes si el magma llegaba a la superficie. La mayoría de las rocas graníticas se formaron entre 105 y 85 Ma, durante el Cretácico , finalizando la formación de plutones alrededor de 70 Ma. La erosión de 85 a 15 Ma eliminó las rocas volcánicas y expuso el núcleo granítico. [2] [3] [4]
Hace alrededor de 80 a 76 millones de años, la subducción debajo del batolito de Sierra Nevada pasó de un ángulo pronunciado a un ángulo poco profundo . Esto cerró el magmatismo del arco , moviendo el arco volcánico hacia el oeste y dejando el bloque de Sierra Nevada en una configuración de antearco. La termocronología de las huellas de fisión de apatita y esfena realizada por Dumitru (1990) reveló un período de rápida disminución del gradiente geotérmico (>270 °C a <70 °C de 80 Ma a 60-50 Ma) a medida que el bloque se enfriaba, seguido de un período relativamente estable de gradientes geotérmicos subnormales (5-15 °C/km) a lo largo del Cenozoico . El modelado de la rápida disminución del gradiente geotérmico arrojó una estimación aproximada de la profundidad de la placa en subducción de aproximadamente 35 a 50 km, con un límite superior estricto de 60 km. Esto es mucho menos profundo que la profundidad más típica de ~120 km hasta la placa en subducción en los regímenes de arco volcánico. [5]
Utilizando datos de su análisis termocronológico, Dumitru (1990) también limitó las edades para el inicio del destechado y levantamiento del bloque de Sierra Nevada a aproximadamente 30-15 Ma. Las huellas de fisión (restos destructivos de la desintegración radiactiva de minerales que contienen uranio ) fueron más cortas de lo esperado en muestras tomadas de varios plutones de Sierra Nevada . Esto implicó una residencia en profundidad del Cenozoico tardío, lo que significa que el destechado y el levantamiento del bloque de Sierra Nevada se produjeron rápidamente cerca del final del Cenozoico. La evidencia geológica en forma de superficies de erosión , paleocañones y depósitos relacionados sugiere que la mayor parte del levantamiento se logró antes de 4-10 Ma. [5]
Los plutones asociados con el batolito de Sierra Nevada invadieron rocas preexistentes en el continente norteamericano. A medida que los plutones irrumpieron en estas rocas, muchas fueron alteradas o metamorfoseadas. Las "rocas hospedantes" incluyen unidades de secuencia de margen pasivo, sedimentos de aguas profundas y unidades de margen pasivo de aguas poco profundas. [6] Hay varios lugares donde se puede ver el contacto entre las intrusiones graníticas y las unidades sedimentarias ahora metamorfoseadas. Estos contactos únicos se denominan colgantes de techo.