La orogenia de Grenville fue un evento mesoproterozoico de formación de montañas de larga duración asociado con el ensamblaje del supercontinente Rodinia . Su registro es un cinturón orogénico prominente que se extiende por una porción significativa del continente norteamericano, desde Labrador hasta México , así como hasta Escocia .
La corteza orogénica de Grenville de la edad mesoproterozoica media tardía ( c. 1250-980 Ma ) se encuentra en todo el mundo, pero generalmente sólo los eventos que ocurrieron en los márgenes sur y este de Laurentia se reconocen bajo el nombre "Grenville". [1] Estos eventos orogénicos también se conocen como orogenia de Kibaran en África y orogenia de Dalslandia en Europa occidental .
El problema de cronometrar la orogenia de Grenville es un área de cierta controversia. La escala de tiempo esbozada por Toby Rivers en 2002 se deriva de la bien conservada provincia de Grenville y representa uno de los registros más detallados de la orogenia. [2] Esta clasificación considera que la designación clásica de Grenville cubre dos ciclos orogénicos separados; las orogenias de Rigolet, Ottawan y Shawingian componen el ciclo de Grenville, y la orogenia de Elzevirian se sostiene por sí sola. Debido al gran tamaño del área afectada por los eventos de Grenville, existe cierta variación en el tiempo a lo largo del cinturón orogénico . [1]
Las edades se aproximan a partir de la actividad magmática asociada con los ciclos individuales de la orogenia. Las brechas en las edades de los ciclos de compresión y el análisis de isótopos de hornblenda , biotita y feldespato potásico sugieren que la extensión se estaba produciendo cuando la compresión había cesado momentáneamente. [3] [4]
El artículo de Rivers de 2008 examina el momento de los diferentes períodos de la orogenia y reconstruye la línea de tiempo basándose en el metamorfismo espacial y temporal de las rocas presentes. Según esta versión más reciente de la línea de tiempo, que es una combinación de Rivers 1997 y Gower y Krogh 2002, la orogenia Elzeviriana ocurre entre 1240 y 1220 Ma, la Shawinigan ocurre entre 1190 y 1140 Ma y ya no es parte del ciclo de Grenville. Ottawan (ahora 1090-1020 Ma) y Rigolet (todavía 1010-980 Ma) se convierten en fases que se agrupan en la orogenia grenvilliana. [5]
La reconstrucción de los acontecimientos de la orogenia está en curso, pero la opinión generalmente aceptada es que los márgenes este y sur de Laurentia eran márgenes convergentes activos hasta el comienzo de la colisión continental . Este tipo de subducción (tipo B) tiende a emplazar arcos magmáticos en o cerca del borde de la placa superior en las zonas de subducción modernas, y se puede encontrar evidencia de arcos de islas contemporáneos (c. 1300-1200 Ma) en todo el orógeno de Grenville. Los Andes de América del Sur se consideran un análogo moderno. [1] Desde aproximadamente c. 1190–980 Ma (el momento real varía según la localidad) dos bloques continentales separados chocaron con Laurentia. Se cree que ambos eventos de colisión son análogos a la colisión que impulsa el crecimiento actual de la cordillera del Himalaya . [1] [6] Durante algún tiempo se creyó que uno de los bloques era el continente amazónico, pero ahora la evidencia paleomagnética ha demostrado que no es así. [7]
Estos períodos de empuje y metamorfismo no fueron continuos, sino que fueron interrumpidos por períodos comparativamente tranquilos, durante los cuales los plutones AMCG ( anortosita / mangerita / charnockita / granito ) se introdujeron en la roca rural . [1] Las polaridades de subducción (qué placa anuló cuál) varían según la región y el tiempo. Algunos restos de arcos de islas se emplazaron en el margen Laurentiano y otros se acumularon durante la orogenia. [8] [9] El momento de estos eventos está limitado por las relaciones transversales observadas en el campo, así como por la datación de uranio- plomo SHRIMP ( microsonda de iones sensible de alta resolución ) y TIMS ( espectrometría de masas de ionización térmica ) . [10]
El primer período de actividad tectónica fue la acumulación de un arco de islas en algún momento durante la Orogenia Elzeviriana. [7] Antes de que se produjera la acreción del arco de islas, se estaba produciendo una subducción entre una placa continental y presumiblemente una placa oceánica. La tracción de losas y los impulsores de campo lejano, como el empuje de las crestas, estaban ayudando a acortar la distancia entre el arco de la isla y el continente. Dependiendo del ángulo de subducción, ya se estaba produciendo una deformación de la corteza continental y un engrosamiento de la litosfera . A las 1,19 Ga, la cuenca del arco posterior de Elzevir se estaba cerrando. [3]
De 1,18 a 1,14 Ga se produjo una extensión en el área. [3] Ya sea por enfriamiento litosférico, también conocido como hundimiento térmico, o por la actividad compresiva en el área que reactivó algunas fallas extensionales. La extensión está marcada por las edades isotópicas de las rocas anteriormente mencionadas. Además, existe la formación de cuencas sedimentarias, lo que significa que el margen estaba lo suficientemente inactivo como para que los sedimentos pudieran acumularse. Sin embargo, en algunas áreas de 1,16 a 1,13 Ga, contemporáneas a la extensión, hay evidencia de que todavía se producían empujes y emplazamientos de terrenos. [3]
Según un modelo, el empuje hacia el oeste se produjo entre 1,12 y 1,09 Ga y luego la extensión fue la principal actividad tectónica hasta 1,05 Ga. [3] Fue en este punto que se exhumó el Terreno Central de Granulita y se produjo magmatismo menor. [7] Se desconoce el motivo del cambio de compresión a extensión, pero puede ser el resultado de un colapso gravitacional, delaminación del manto, la formación de una columna debajo de un supercontinente , cambios en los factores de campo lejano en la distribución de la tensión o cualquier combinación de razones que se derivan del hecho de que nuestro planeta es dinámico. [7] La historia cíclica de compresión y extensión de esta área es similar al ciclo de Wilson . En esta zona del mundo el Ciclo de Wilson estaría creando la cuenca del Océano Jápeto .
Hoy en día, el orógeno de Grenville está marcado por cinturones de pliegue y empuje que bordean el noroeste y regímenes metamórficos de alta presión, así como por un distintivo magmatismo de suite AMCG. El metamorfismo es comúnmente de facies de anfibolita y granulita , es decir, alteración de temperatura y presión de media a alta. En algunas localidades se encuentran metagabros eclogitizados (rocas metamórficas ultramáficas de muy alta presión ) y probablemente representan áreas de entierro más profundo y/o colisión más intensa. [11] A lo largo del orógeno, estas secuencias de rocas metamórficas de alta presión son cortadas por plutones intrusivos del conjunto AMCG, generalmente interpretados como sin- o post-tectónicos. El plutonismo AMCG se asocia generalmente con surgencias astenosféricas bajo una litosfera adelgazada . [1] [12] Esto se deriva de la teoría de que el plutonismo AMCG es impulsado por el estancamiento de basalto de toleita de olivino en la base de la corteza continental durante la extensión tectónica. [3] La litosfera puede adelgazarse ya sea por convección o por delaminación , en la que se elimina la porción inferior de la litosfera. Ambos modelos han sido propuestos para la orogenia de Grenville. [3]
La orogenia de Grenville se puede clasificar en tres secciones según la estructura, la litología y la termocronología. Las tres secciones, llamadas respectivamente Cinturón de Gneis, Cinturón Metasedimentario y Terreno de Granulita, están separadas por zonas de cizalla. [4] [7] El cinturón de gneis está formado por gneises félsicos y anfibolitas que se metamorfosearon en la facies de anfibolita superior a facies de granulita. El empuje en esta sección era de ángulo bajo pero tendría el potencial de aumentar y rotar a medida que continuara y evolucionara. El corte en esta área se conoce como corte dúctil, lo que significa que el material se estaba enfriando y volviéndose sólido, pero aún comportándose de manera viscosa o plástica. La edad de este cinturón es de aproximadamente 1,8 a 1,18 Ga. Se cree que el metamorfismo regional deformó esta área en aproximadamente 1,4 Ga y el empuje metamórfico en aproximadamente 1,16 a 1,12 Ga. [4] [7]
El Cinturón Metasedimentario está formado predominantemente por rocas sedimentarias y volcánicas que han sufrido un metamorfismo de facies de esquisto verde a granulita. Las subdivisiones de este cinturón incluyen los dominios Bancroft, Elzevir, Sharbot Lake y Frontenac y las tierras bajas de Adirondack. En este cinturón se sabe que se produjo magmatismo entre 1,42 y 1,04 Ga, según la ubicación. Al igual que con el Cinturón de Gneis, se cree que el metamorfismo ocurrió aproximadamente en 1,16 Ga. [4] [7] El Terreno de Granulita está compuesto de gneises metaígneos que incluyen macizos de anortosita. Las anortositas se forman en plutones y están compuestas principalmente de plagioclasa. En esta categoría se incluyen las rocas de la provincia de Grenville en Canadá. El magmatismo más antiguo conocido en esta zona data de 1,32 Ga aproximadamente. El metamorfismo de facies de granulita comenzó alrededor de 1,15 Ga y continuó durante aproximadamente 150 Ma después del inicio, sin embargo, no se puede determinar la continuidad del metamorfismo. [4] [7]
Es importante separar la historia tectónica local de la a gran escala del cinturón orogénico para comprender la orogenia. Para este propósito, el orógeno de Grenville generalmente se divide en cuatro localidades: la extensión sur de Texas y México, los Apalaches , las Adirondacks y la provincia de Grenville . Una parte del orógeno se puede encontrar en Escocia, pero debido a la proximidad de Escocia a la provincia de Grenville antes de la apertura del océano Jápeto, los dos comparten en gran medida la misma historia. [1] [13]
Texas y México representan el margen sur de Laurentia y probablemente chocaron con un continente diferente al involucrado en la colisión oriental. [6] La orogenia zapoteca de México es contemporánea a las últimas etapas de la orogenia de Grenville, y generalmente se consideran una y la misma. [14] Los protolitos ígneos mesoproterozoicos (metamorfoseados a facies de granulita durante la orogenia) se dividen en dos grupos de edad en México; C. 1235-1115 Ma y c. 1035-1010 millones de años. Las rocas del primer grupo tienen firmas geoquímicas que implican la procedencia del arco de la isla y la cuenca del arco posterior . El último grupo representa el magmatismo AMCG. Estas rocas AMCG son algo anómalas en todo el orógeno de Grenville; no se conoce ningún evento orogénico que sea inmediatamente anterior a su emplazamiento. [14]
Se sugiere que el régimen de subducción bajo el margen Laurentiano (actualmente en Texas, al norte del terreno mexicano acretado ) terminó alrededor de 1230 Ma, y que la polaridad de subducción se invirtió para llevar el continente en colisión hacia el norte, desde el Levantamiento del Llano , que registra la historia. de Grenville en Texas, no presenta evidencia de arco magmatista después de este tiempo. [9]
Las Montañas Apalaches contienen pequeñas exposiciones aisladas del orógeno de Grenville. El más grande de ellos, Long Range Inlier, comprende las montañas Long Range de Terranova. Otras exposiciones incluyen los macizos de Shenandoah y French Broad , que comprenden la provincia de Blue Ridge en Virginia. Las rocas de Blue Ridge consisten en varios gneises de facies superiores de anfibolita y granulita, intruidos por rocas charnockita y granitoides . Estas rocas ígneas fueron intruidas en tres intervalos: c. 1160-1140 Ma, c. 1112 Ma, y c. 1080–1050 Ma, y tienen una textura de masiva a débilmente foliada . [1]
Esta región consiste en una enorme cúpula de roca proterozoica en la frontera entre Nueva York y Canadá. Tanto el pulso orogénico de Elzevirian (c. 1250-1190 Ma) como el de Ottawan (c. 1080-1020 Ma) se registran en las Adirondacks, produciendo roca metamórfica de alta ley. Una zona de corte de alta deformación con tendencia noroeste separa el domo en las tierras altas al sureste y las tierras bajas al noroeste. Se cree [7] [15] que la zona de corte (Carthage-Colton) fue un límite transpresional durante el Ottawan, cuando las tierras altas fueron empujadas sobre las tierras bajas. [1]
La provincia de Grenville lleva el nombre de Grenville , Quebec, y constituye la porción más joven del Escudo Canadiense . Dado que el área no ha sufrido ninguna sobreimpresión metamórfica regional desde la orogenia, se considera un área de estudio ideal para la tectónica de la era Grenville y anterior a Grenville. Por tanto, la mayor parte de lo que se sabe sobre la orogenia y sus procesos se deriva de la provincia de Grenville. [1] Las Montañas Laurentianas son parte de la provincia.
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