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Orogénesis

Provincias geológicas del mundo ( USGS )

La orogenia ( / ɒ ˈ r ɒ dʒ ə n i / ) es un proceso de formación de montañas que tiene lugar en un margen de placa convergente cuando el movimiento de la placa comprime el margen. 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 llamados colectivamente orogénesis . Estos incluyen tanto la deformación estructural de la corteza continental existente como la creación de nueva corteza continental a través del vulcanismo . El magma que asciende en el orógeno arrastra material menos denso hacia arriba mientras deja material más denso atrás, lo que resulta en la diferenciación compositiva de la litosfera de la Tierra ( corteza y manto superior ). [1] [2] Un proceso o evento sinorogénico (o sincinemático ) es uno que ocurre durante una orogenia. [3]

La palabra orogenia proviene del griego antiguo ὄρος ( óros )  'montaña' y γένεσις ( génesis )  'creación, origen'. [4] Aunque ya se utilizaba antes que él, el geólogo estadounidense G. K. Gilbert utilizó el término en 1890 para significar el proceso de formación de montañas, a diferencia de la epirogenia . [5]

Tectónica

Subducción de una placa oceánica debajo de una placa continental para formar un orógeno de acreción (ejemplo: los Andes )
Choque continental de dos placas continentales para formar un orógeno de colisión. Normalmente, la corteza continental se subduce a las profundidades litosféricas para el metamorfismo de facies de esquisto azul a eclogita , y luego se exhuma a lo largo del mismo canal de subducción. (ejemplo: Himalaya )

La orogenia se produce en los márgenes convergentes de los continentes. La convergencia puede adoptar la forma de subducción (cuando un continente se desplaza con fuerza sobre una placa oceánica para formar una orogenia sin colisión) o de colisión continental (convergencia de dos o más continentes para formar una orogenia por colisión). [6] [7]

La orogenia produce típicamente cinturones orogénicos u orógenos , que son regiones alargadas de deformación que bordean los cratones continentales (los interiores estables de los continentes). Los cinturones orogénicos jóvenes, en los que todavía se está produciendo subducción, se caracterizan por una frecuente actividad volcánica y terremotos . Los cinturones orogénicos más antiguos suelen estar profundamente erosionados para exponer estratos desplazados y deformados . Estos suelen estar muy metamorfoseados e incluyen vastos cuerpos de roca ígnea intrusiva llamados batolitos . [8]

Las zonas de subducción consumen la corteza oceánica , engrosan la litosfera y producen terremotos y volcanes. No todas las zonas de subducción producen cinturones orogénicos; la formación de montañas tiene lugar solo cuando la subducción produce compresión en la placa superior. El que la subducción produzca compresión depende de factores como la velocidad de convergencia de las placas y el grado de acoplamiento entre las dos placas, [9] mientras que el grado de acoplamiento puede depender a su vez de factores como el ángulo de subducción y la velocidad de sedimentación en la fosa oceánica asociada con la zona de subducción. La Cordillera de los Andes es un ejemplo de un cinturón orogénico no colisionante, y a estos cinturones a veces se los llama orógenos de tipo andino . [10]

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 formado por fragmentos de corteza ( terranes ) acumulados durante un largo período de tiempo, sin ninguna indicación de una colisión importante entre continentes, se denomina orógeno de acreción. La Cordillera de América del Norte y el orógeno Lachlan del sudeste de Australia son ejemplos de orógenos de acreción. [11]

La orogenia puede culminar con la llegada de la corteza continental del lado opuesto de la placa oceánica en subducción 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 . [12] La orogenia de colisión puede producir montañas extremadamente altas, como ha estado sucediendo en el Himalaya durante los últimos 65 millones de años. [13]

Los procesos de orogenia pueden tardar decenas de millones de años y construir montañas a partir de lo que alguna vez fueron cuencas sedimentarias . [8] La actividad a lo largo de un cinturón orogénico puede ser extremadamente duradera. Por ejemplo, gran parte del basamento 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 . [14] Las orogenias Yavapai y Mazatzal fueron picos de actividad orogénica durante este tiempo. Estas fueron parte de un período prolongado de actividad orogénica que incluyó la orogenia Picuris y culminó en la orogenia Grenville , que duró al menos 600 millones de años. [15] Una secuencia similar de orogenias tuvo lugar en la costa oeste de América del Norte, comenzando a finales del Devónico (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 Laramide por sí sola duró 40 millones de años, desde hace 75 millones hasta hace 35 millones de años. [16]

Orógenos

El sistema de cuencas de antepaís

Los orógenos presentan una amplia gama de características, [17] [18] pero pueden dividirse en general en orógenos de colisión y orógenos no colisionales (orógenos de tipo andino). Los orógenos de colisión pueden dividirse además en función de si la colisión se produce con un segundo continente o con un fragmento continental o un arco insular. Las colisiones repetidas del último tipo, sin evidencia de colisión con un continente mayor o cierre de una cuenca oceánica, dan lugar a un orógeno de acreción. Entre los ejemplos de orógenos que surgen de la colisión de un arco insular con un continente se incluyen Taiwán y la colisión de Australia con el arco de Banda . [19] Los orógenos que surgen de colisiones entre continentes pueden dividirse en los que implican el cierre de los océanos (orógenos de tipo Himalaya) y los que implican colisiones oblicuas sin cierre de la cuenca oceánica (como está ocurriendo hoy en los Alpes del Sur de Nueva Zelanda). [7]

Los orógenos tienen una estructura característica, aunque esta muestra una variación considerable. [7] Una cuenca de antepaís se forma delante 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 cima de cuña por encima de la cuña orogénica activa, la profundia inmediatamente más allá del frente activo, un alto de protuberancia de origen flexural y un área de protuberancia posterior más allá, aunque no todos estos están presentes en todos los sistemas de cuenca de antepaís. [20] La cuenca migra con el frente orogénico y los sedimentos de la cuenca de antepaís depositados tempranamente se involucran progresivamente en plegamiento y empuje. Los sedimentos depositados en la cuenca de antepaís se derivan principalmente de la erosión de las rocas de elevación activa de la cordillera, aunque algunos sedimentos se derivan del antepaís. El relleno de muchas de estas cuencas muestra un cambio en el tiempo desde sedimentos marinos de aguas profundas ( estilo flysch ) a sedimentos de aguas poco profundas hasta sedimentos continentales ( estilo molasse ). [21]

Mientras que los orógenos activos se encuentran en los márgenes de los continentes actuales, las orogenias inactivas más antiguas, como la Algoman , [22] Penokean [23] y Antler , están representadas por rocas deformadas y metamorfoseadas con cuencas sedimentarias más hacia el interior. [24]

Ciclo orogénico

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 construcción de montañas, y adelgazamiento de la corteza para formar nuevas cuencas deposicionales. Estos se denominaron ciclos orogénicos , y se propusieron varias teorías para explicarlos. El geólogo canadiense Tuzo Wilson fue el primero en proponer una interpretación tectónica de placas 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. [25]

Rifting continental

El ciclo de Wilson comienza cuando la corteza continental, que antes era estable, se ve sometida a 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 ruptura y, a medida que la corteza continental se separa por completo, la sedimentación marina superficial da paso a la sedimentación marina profunda en la corteza marginal adelgazada de los dos continentes. [26] [25]

Expansión del fondo marino

A medida que los dos continentes se separan, el fondo marino comienza a expandirse 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 . [26] [25]

Subducción

En algún momento, se inicia la subducción a lo largo de uno o ambos márgenes continentales de la cuenca oceánica, lo que produce 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. [26] [25]

Construcción de montañas

Un ejemplo de deformación de piel delgada ( fallas inversas ) de la orogenia Sevier en Montana . La caliza blanca de Madison se repite, con un ejemplo en primer plano (que se estrecha con la distancia) y otro en la esquina superior derecha y en la parte superior de la imagen.
Sierra Nevada (resultado de la delaminación ) vista desde la Estación Espacial Internacional

La formación de montañas en los orógenos es en gran medida resultado del engrosamiento de la corteza. Las fuerzas de compresión producidas por la convergencia de las placas dan como resultado una deformación generalizada de la corteza del margen continental ( tectonía de empuje ). [27] Esto toma la forma de plegamiento de la corteza dúctil más profunda y fallas de empuje en la corteza frágil superior. [28]

El engrosamiento de la corteza levanta montañas a través del principio de isostasia . [29] La isostasia es el equilibrio de la fuerza gravitacional descendente sobre una cadena montañosa ascendente (compuesta por material ligero de corteza continental ) y las fuerzas de flotación ascendentes ejercidas por el manto denso subyacente . [30]

Algunas partes de los orógenos también pueden experimentar una 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 causando una elevación boyante. [31] Un ejemplo es Sierra Nevada en California. Esta cadena de montañas de bloques de fallas [32] experimentó una elevación renovada y un magmatismo abundante después de una delaminación de la raíz orogénica debajo de ellas. [31] [33]

Monte Rundle , Banff, Alberta

El monte Rundle, en la carretera Transcanadiense entre Banff y Canmore, ofrece un ejemplo clásico de una montaña cortada en rocas con capas inclinadas. Hace millones de años, una colisión provocó una orogenia, lo que obligó a que las capas horizontales de una antigua corteza oceánica se elevaran en un ángulo de 50 a 60°. Eso dejó a Rundle con una cara lisa y amplia bordeada de árboles, y una cara afilada y empinada donde quedan expuestos los bordes de las capas elevadas. [34]

Aunque la formación de montañas se produce principalmente en orógenos, una serie de mecanismos secundarios son capaces de producir importantes cadenas montañosas. [35] [36] [37] 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 desgarre , como la falla de San Andrés , las curvas restrictivas dan lugar a regiones de acortamiento localizado de la corteza y formación de montañas sin una orogenia de margen de placa. El vulcanismo de puntos calientes da lugar a la formación de montañas aisladas y cadenas montañosas que parecen no estar necesariamente en los límites actuales de las placas tectónicas, pero son esencialmente el producto del tectonismo de placas. Del mismo modo, la elevación y la erosión relacionadas con la epeirogénesis (movimientos verticales a gran escala de porciones de continentes sin mucho plegamiento, metamorfismo o deformación asociados) [38] pueden crear altos topográficos locales.

Cierre de la cuenca oceánica

Finalmente, la expansión del fondo marino en la cuenca oceánica se detiene y la subducción continua comienza a cerrar la cuenca oceánica. [26] [25]

Colisión continental y orogenia

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

Erosión

La erosión representa la fase final del ciclo orogénico. La erosión de los estratos suprayacentes en los cinturones orogénicos y el ajuste isostático a la eliminación de esta masa de roca suprayacente pueden sacar a la superficie estratos enterrados profundamente. El proceso erosivo se denomina destechamiento . [39] La erosión elimina inevitablemente 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 dicho destechamiento equilibrando la flotabilidad del orógeno en evolución. Los académicos debaten sobre el grado en que la erosión modifica los patrones de deformación tectónica (véase 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 son empujados sobre ellos y que se alejan del núcleo orogénico.

Un orógeno puede estar casi completamente erosionado y solo ser reconocible mediante el estudio de rocas (antiguas) que presentan rastros de orogénesis. Los orógenos suelen ser tramos de roca largos, delgados y arqueados que tienen una estructura lineal pronunciada que da lugar a terranes o bloques de rocas deformadas, separados generalmente por zonas de sutura o fallas inversas inclinadas . Estas fallas inversas llevan láminas relativamente delgadas de roca (que se denominan mantos o láminas inversas y se diferencian 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 . [40]

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 . Esto fue una extensión del pensamiento neoplatónico , que influyó en los primeros escritores cristianos . [41]

El erudito dominico del siglo XIII Alberto Magno postuló que, como se sabía que se producía erosión, debía existir algún proceso por el cual se formaran nuevas montañas y otras formas de terreno, o de lo contrario, con el tiempo no habría tierra; sugirió que los fósiles marinos en las laderas de las montañas debieron haber estado alguna vez en el fondo del mar. [42] Amanz Gressly (1840) y Jules Thurmann (1854) utilizaron la orogenia como orogénica en términos de la creación de elevaciones montañosas, ya que el término construcción de montañas todavía se usaba para describir los procesos. [43] Elie de Beaumont (1852) utilizó la evocadora teoría de las "mandíbulas de un tornillo de banco" para explicar la orogenia, pero estaba más preocupado por la altura que por las estructuras implícitas creadas por y contenidas en los cinturones orogénicos. Su teoría sostenía esencialmente que las montañas se creaban por la compresión de ciertas rocas. [44] Eduard Suess (1875) reconoció la importancia del movimiento horizontal de las rocas. [45] El concepto de un geosinclinal precursor o deformación descendente inicial de la Tierra sólida (Hall, 1859) [46] impulsó a James Dwight Dana (1873) a incluir el concepto de compresión en las teorías en torno a la formación de montañas. [47] En retrospectiva, podemos descartar la conjetura de Dana de que esta contracción se debía al enfriamiento de la Tierra (también conocida como 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 cuestionada por los defensores de los movimientos verticales en la corteza o la convección dentro de la astenosfera o el manto . [48]

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

En términos de reconocer la orogenia como un evento , Leopold von Buch (1855) reconoció que las orogenias podían ubicarse en el tiempo mediante una clasificación entre la roca deformada más joven y la roca no deformada más antigua, un principio que todavía se utiliza hoy en día, aunque comúnmente investigado por la geocronología utilizando datación radiométrica. [49]

Basándose en las observaciones disponibles de las diferencias metamórficas en los cinturones orogénicos de Europa y América del Norte, HJ Zwart (1967) [50] propuso tres tipos de orógenos en relación con el entorno y el estilo tectónico: Cordillerotipo, Alpinotipo y Hercinotipo. Su propuesta fue revisada por WS Pitcher en 1979 [51] en términos de la relación con las ocurrencias de granito. Cawood et al. (2009) [52] categorizaron los cinturones orogénicos en tres tipos: acrecionarios, colisionales e intracratónicos. Tanto los orógenos acrecionarios como los colisionales se desarrollaron en márgenes de placas convergentes. Por el contrario, los orógenos Hercinotipo generalmente muestran características similares a los orógenos intracratónicos, intracontinentales, extensionales y ultracalientes, todos los cuales se desarrollaron en sistemas de desprendimiento continental en márgenes de 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 calcoalcalinas y series de facies metamórficas de alta T/baja P en gradientes térmicos altos de >30 °C/km. Hay una falta general de ofiolitas, migmatitas y sedimentos abisales. Ejemplos típicos son todos los orógenos circumpacíficos que contienen arcos continentales.
  2. Orógenos de colisión, que se produjeron por subducción de un bloque continental debajo de otro bloque continental sin vulcanismo de arco. Se caracterizan por la presencia de zonas metamórficas de facies de esquisto azul a eclogita, lo que indica metamorfismo de alta presión y baja temperatura a gradientes térmicos bajos de <10 °C/km. Hay peridotitas orogénicas, pero en menor cantidad, y los granitos y migmatitas sincolisionales también son raros o de menor extensión. Ejemplos típicos son los orógenos de los Alpes y el Himalaya en el margen sur del continente euroasiático y los orógenos de Dabie-Sulu en el centro-este de China.

Véase también

Referencias

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