La orogenia andina ( en español : Orogenia andina ) es un proceso continuo de orogenia que comenzó en el Jurásico Temprano y es responsable del surgimiento de la cordillera de los Andes . La orogenia es impulsada por una reactivación de un sistema de subducción de larga duración a lo largo del margen occidental de América del Sur . A escala continental, el Cretácico (90 Ma ) y el Oligoceno (30 Ma) fueron períodos de reordenamiento en la orogenia. Los detalles de la orogenia varían según el segmento y el período geológico considerado.
La orogenia de subducción ha estado ocurriendo en lo que ahora es el oeste de América del Sur desde la ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico . [1] Las orogenias paleozoicas pampeana , famatiniana y gondwánica son las precursoras inmediatas de la orogenia andina posterior. [2] Las primeras fases de la orogenia andina en el Jurásico y Cretácico temprano se caracterizaron por tectónica extensional , rifting , el desarrollo de cuencas de retroarco y el emplazamiento de grandes batolitos . [1] [3] Se presume que este desarrollo ha estado vinculado a la subducción de la litosfera oceánica fría . [3] Durante el Cretácico medio y tardío (hace aproximadamente 90 millones de años), la orogenia andina cambió significativamente en carácter. [1] [3] Se cree que la litosfera oceánica más cálida y joven comenzó a subducirse debajo de América del Sur en esta época. Este tipo de subducción es responsable no solo de la intensa deformación contractiva a la que estuvieron sujetas las diferentes litologías, sino también del levantamiento y erosión que se sabe que ocurrió desde el Cretácico Superior en adelante. [3] La reorganización de la tectónica de placas desde el Cretácico medio también podría haber estado vinculada a la apertura del Océano Atlántico Sur . [1] Otro cambio relacionado con los cambios tectónicos de placas del Cretácico medio fue el cambio de dirección de subducción de la litosfera oceánica que pasó de tener un movimiento sureste a tener un movimiento noreste hace unos 90 millones de años. [4] Si bien la dirección de subducción cambió, permaneció oblicua (y no perpendicular) a la costa de América del Sur, y el cambio de dirección afectó a varias fallas paralelas a la zona de subducción, incluidas Atacama , Domeyko y Liquiñe-Ofqui . [3] [4]
La subducción en ángulos bajos o en placas planas ha sido común durante la orogenia andina, lo que ha provocado el acortamiento y la deformación de la corteza y la supresión del vulcanismo en arco . La subducción en placas planas ha ocurrido en diferentes momentos en varias partes de los Andes, con el norte de Colombia (6–10° N), Ecuador (0–2° S), el norte de Perú (3–13° S) y el centro-norte de Chile (24–30° S) experimentando estas condiciones en la actualidad. [1]
El crecimiento tectónico de los Andes y el clima regional han evolucionado simultáneamente y se han influenciado mutuamente. [5] La barrera topográfica formada por los Andes detuvo el ingreso de aire húmedo al actual desierto de Atacama. Esta aridez, a su vez, cambió la normal redistribución superficial de masa vía erosión y transporte fluvial, modificando la deformación tectónica posterior. [5]
En el Oligoceno, la placa Farallón se rompió y formó las placas de Cocos y Nazca modernas , lo que marcó el comienzo de una serie de cambios en la orogenia andina. La nueva placa de Nazca se dirigió entonces hacia una subducción ortogonal con América del Sur, lo que provocó un levantamiento en los Andes que se mantuvo desde entonces, pero que causó el mayor impacto en el Mioceno . Si bien los diversos segmentos de los Andes tienen sus propias historias de levantamiento, en su conjunto los Andes se han elevado significativamente en los últimos 30 millones de años ( Oligoceno -presente). [6]
Los bloques tectónicos de corteza continental que se habían separado del noroeste de Sudamérica en el Jurásico volvieron a unirse al continente en el Cretácico Superior al colisionar oblicuamente con él. [6] Este episodio de acreción ocurrió en una secuencia compleja. La acreción de los arcos de islas contra el noroeste de Sudamérica en el Cretácico Inferior condujo al desarrollo de un arco magmático causado por subducción. La Falla Romeral en Colombia forma la sutura entre los terrenos acrecionados y el resto de Sudamérica. Alrededor del límite Cretácico- Paleógeno (hace unos 65 millones de años) la meseta oceánica de la gran provincia ígnea del Caribe colisionó con Sudamérica. La subducción de la litosfera a medida que la meseta oceánica se acercaba a Sudamérica condujo a la formación de un arco magmático ahora preservado en la Cordillera Real de Ecuador y la Cordillera Central de Colombia. En el Mioceno, un arco de islas y un terreno (terreno de Chocó) colisionaron contra el noroeste de Sudamérica. Este terreno forma parte de lo que hoy es el departamento del Chocó y el oeste de Panamá . [1]
La placa del Caribe colisionó con América del Sur en el Cenozoico temprano, pero luego desplazó su movimiento hacia el este. [6] [7] El movimiento de fallas dextrales entre las placas de América del Sur y del Caribe comenzó hace entre 17 y 15 millones de años. Este movimiento se canalizó a lo largo de una serie de fallas de desgarre , pero estas fallas por sí solas no explican toda la deformación. [8] La parte norte de la megacizalla Dolores-Guayaquil forma parte de los sistemas de fallas dextrales, mientras que en el sur la megacizalla corre a lo largo de la sutura entre los bloques tectónicos acretados y el resto de América del Sur. [9]
Mucho antes de la orogenia andina, la mitad norte del Perú fue objeto de la acreción de terrenos en el Neoproterozoico y Paleozoico . [10] La deformación orogénica andina en el norte del Perú se puede rastrear hasta el Albiano (Cretácico Temprano). [11] Esta primera fase de deformación —la Fase Mochica [A] — se evidencia en el plegamiento de los sedimentos del Grupo Casma cerca de la costa. [10]
Las cuencas sedimentarias en el oeste de Perú cambiaron de condiciones marinas a continentales en el Cretácico Tardío como consecuencia de un levantamiento vertical generalizado. Se piensa que el levantamiento en el norte de Perú está asociado con la acreción contemporánea del terreno Piñón en Ecuador. Esta etapa de orogenia se llama Fase Peruana. [10] Además de la costa de Perú, la Fase Peruana afectó o causó el acortamiento de la corteza a lo largo de la Cordillera Oriental y la inversión tectónica de la Cuenca de Santiago en la zona Subandina . Sin embargo, la mayor parte de la zona Subandina no se vio afectada por la Fase Peruana. [12]
Después de un período sin mucha actividad tectónica en el Eoceno Temprano, la Fase Incaica de orogenia ocurrió en el Eoceno Medio y Tardío. [11] [12] Ningún otro evento tectónico en los Andes peruanos occidentales se compara con la Fase Incaica en magnitud. [11] [12] El acortamiento horizontal durante la Fase Incaica resultó en la formación del cinturón plegado y corrido del Marañón . [11] Una discordancia que corta a través del cinturón plegado y corrido del Marañón muestra que la Fase Incaica terminó a más tardar hace 33 millones de años en el Oligoceno temprano. [10]
En el período posterior al Eoceno, los Andes del norte del Perú estuvieron sujetos a la orogenia de la Fase Quechua. La Fase Quechua se divide en las subfases Quechua 1, Quechua 2 y Quechua 3. [B] La Fase Quechua 1 duró de hace 17 a 15 millones de años e incluyó una reactivación de las estructuras de la Fase Inca en la Cordillera Occidental . [C] Hace 9–8 millones de años, en la Fase Quechua 2, las partes más antiguas de los Andes en el norte de Perú fueron empujadas hacia el noreste. [10] La mayor parte de la zona subandina del norte de Perú se deformó hace 7–5 millones de años (Mioceno tardío) durante la Fase Quechua 3. [10] [12] El subandino apilado en un cinturón de empuje . [10]
El ascenso de los Andes en el Mioceno en Perú y Ecuador condujo a un aumento de las precipitaciones orográficas a lo largo de sus partes orientales y al nacimiento del moderno río Amazonas . Una hipótesis vincula estos dos cambios al suponer que el aumento de las precipitaciones condujo a un aumento de la erosión y esta erosión condujo a llenar las cuencas del antepaís andino más allá de su capacidad y que habría sido la sobresedimentación de la cuenca, en lugar del ascenso de los Andes, lo que hizo que las cuencas de drenaje fluyeran hacia el este. [12] Anteriormente, el interior del norte de Sudamérica drenaba hacia el Pacífico.
La subducción temprana de los Andes en el Jurásico formó un arco volcánico en el norte de Chile conocido como Arco La Negra . [D] Los restos de este arco están ahora expuestos en la Cordillera de la Costa de Chile . Varios plutones fueron emplazados en la Cordillera de la Costa de Chile en el Jurásico y Cretácico Inferior, incluyendo el Batolito de Vicuña Mackenna . [14] Más al este en latitudes similares, en Argentina y Bolivia, el sistema de rift de Salta se desarrolló durante el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior. [15] La Cuenca del Salar de Atacama , que se cree que es el brazo occidental del sistema de rift, [16] acumuló durante el Cretácico Superior y el Paleógeno Inferior una pila de sedimentos de >6.000 m de espesor ahora conocida como el Grupo Purilactis . [17]
La cuenca de Pisco , alrededor de la latitud 14° S, estuvo sujeta a una transgresión marina en las épocas del Oligoceno y Mioceno temprano (25-16 Ma [18] ). [19] En contraste, la cuenca de Moquegua al sureste y la costa al sur de la cuenca de Pisco no vieron ninguna transgresión durante este tiempo sino un ascenso constante de la tierra. [19]
Desde finales del Mioceno en adelante, la región que se convertiría en el Altiplano se elevó desde elevaciones bajas a más de 3.000 msnm Se estima que la región se elevó de 2000 a 3000 metros en los últimos diez millones de años. [20] Junto con este levantamiento, varios valles incidieron en el flanco occidental del Altiplano. En el Mioceno, la Falla de Atacama se movió, elevando la Cordillera de la Costa de Chile y creando cuencas sedimentarias al este de ella. [21] Al mismo tiempo, los Andes alrededor de la región del Altiplano se ensancharon para superar cualquier otro segmento andino en ancho. [6] Posiblemente se hayan perdido alrededor de 1000 km de litosfera debido al acortamiento litosférico. [22] Durante la subducción, el extremo occidental de la región del antearco [E] se flexionó hacia abajo formando un monoclinal gigante . [23] [24] Un poco al sur, la inversión tectónica perteneciente a la "Fase Incaica" (¿Eoceno?) ha inclinado los estratos del Grupo Purilactis y en algunas localidades también ha empujado estratos más jóvenes sobre él. [25]
La región al este del Altiplano se caracteriza por la deformación y la tectónica a lo largo de un complejo cinturón de pliegues y empujes . [23] En general, la región que rodea las mesetas del Altiplano y la Puna se ha acortado horizontalmente desde el Eoceno . [26] En el sur de Bolivia, el acortamiento litosférico ha hecho que la cuenca del antepaís andino se mueva hacia el este en relación con el continente a una tasa promedio de ca. 12-20 mm por año durante la mayor parte del Cenozoico. [22] [F] A lo largo del noroeste argentino, el levantamiento andino ha provocado que las cuencas del antepaís andino se separen en varias cuencas sedimentarias intermontanas aisladas menores. [27] Hacia el este, la acumulación de corteza en Bolivia y el noroeste argentino provocó que se desarrollara un abultamiento norte-sur conocido como arco de Asunción en Paraguay. [28]
Se cree que el levantamiento del Altiplano se debe a una combinación de acortamiento horizontal de la corteza y aumento de las temperaturas en el manto (adelgazamiento térmico). [1] [23] La curvatura de los Andes y la costa oeste de Sudamérica conocida como Oroclina Boliviana fue potenciada por el acortamiento horizontal del Cenozoico , pero ya existía independientemente de él. [23]
Dejando de lado los procesos tectónicos de mesoescala, las características particulares de la región del Altiplano-Oroclina boliviana se han atribuido a una variedad de causas más profundas. Estas causas incluyen un empinamiento local del ángulo de subducción de la placa de Nazca, un mayor acortamiento de la corteza y la convergencia de placas entre las placas de Nazca y Sudamericana, una aceleración en la deriva hacia el oeste de la placa Sudamericana y un aumento en la tensión de corte entre las placas de Nazca y Sudamericana. Este aumento en la tensión de corte podría a su vez estar relacionado con la escasez de sedimentos en la fosa de Atacama , que es causada por las condiciones áridas a lo largo del desierto de Atacama . [6] Capitanio et al . atribuye el ascenso del Altiplano y la flexión de la Oroclina boliviana a las diferentes edades de la placa de Nazca subducida con las partes más antiguas de la placa subduciendo en el centro de la oroclina. [29] Como dice Andrés Tassara, la rigidez de la corteza de la Oroclina boliviana es derivada de las condiciones térmicas . La corteza de la región occidental ( antearco ) del oroclinal ha sido fría y rígida, resistiendo y reteniendo el flujo hacia el oeste de material cortical dúctil más cálido y débil proveniente de debajo del Altiplano. [24]
La orogenia cenozoica en el oroclinal boliviano ha producido una anatexis significativa de rocas de la corteza, incluyendo metasedimentos y gneises, lo que ha dado lugar a la formación de magmas peraluminosos . Estas características implican que la tectónica y el magmatismo cenozoicos en partes de los Andes bolivianos son similares a los observados en los orógenos de colisión . El magmatismo peraluminoso en la Cordillera Oriental es la causa de las mineralizaciones de clase mundial del cinturón de estaño boliviano . [30]
El científico Adrian Hartley cree que el ascenso del Altiplano ha aumentado la aridez o semiaridez ya existente en el desierto de Atacama al proyectar una sombra de lluvia sobre la región. [31]
En las latitudes entre 17 y 39° S, el desarrollo del Cretácico Tardío y Cenozoico de la orogenia andina se caracteriza por una migración hacia el este del cinturón magmático y el desarrollo de varias cuencas de antepaís . [3] Se piensa que la migración hacia el este del arco es causada por erosión por subducción . [32]
En las latitudes de 32–36° S —es decir, Chile central y la mayor parte de la provincia de Mendoza— la orogenia andina propiamente dicha comenzó en el Cretácico tardío cuando se invirtieron las cuencas de trasarco . Inmediatamente al este de los Andes tempranos se desarrollaron cuencas de antepaís y su subsidencia flexural causó la ingresión de aguas desde el Atlántico hasta el frente del orógeno en el Maastrichtiano . [33] Los Andes en las latitudes de 32–36° S experimentaron una secuencia de levantamiento en el Cenozoico que comenzó en el oeste y se extendió al este. Comenzando hace unos 20 millones de años en el Mioceno, la Cordillera Principal (al este de Santiago) comenzó un levantamiento que duró hasta hace unos 8 millones de años. [33] Desde el Eoceno hasta principios del Mioceno, los sedimentos [G] se acumularon en la Cuenca Extensional de Abanico , una cuenca alargada de norte a sur en Chile que se extendió desde los 29° a los 38° S. La inversión tectónica de hace 21 a 16 millones de años hizo que la cuenca colapsara y que los sedimentos se incorporaran a la cordillera de los Andes. [34] Las lavas y el material volcánico que ahora forman parte de la Formación Farellones se acumularon mientras la cuenca se invertía y elevaba. [35] La divisoria continental del Mioceno estaba a unos 20 km al oeste de la divisoria de aguas moderna que conforma la frontera entre Argentina y Chile . [35] La incisión fluvial posterior desplazó la divisoria hacia el este, dejando colgando antiguas superficies planas. [35] La compresión y elevación en esta parte de los Andes ha continuado hasta el presente. [35] La Cordillera Principal se había elevado a alturas que permitieron el desarrollo de glaciares de valle hace aproximadamente 1 millón de años. [35]
Antes de que terminara el levantamiento del Mioceno de la Cordillera Principal, la Cordillera Frontal al este comenzó un período de levantamiento que duró de 12 a 5 millones de años atrás. Más al este, la Precordillera se levantó en los últimos 10 millones de años y las Sierras Pampeanas han experimentado un levantamiento similar en los últimos 5 millones de años. La parte más oriental de los Andes en estas latitudes tenía su geometría controlada por fallas antiguas que databan de la orogenia de San Rafael del Paleozoico . [33] Las Sierras de Córdoba (parte de las Sierras Pampeanas) donde se pueden observar los efectos de la antigua orogenia pampeana , deben su levantamiento y relieve modernos a la orogenia andina del Cenozoico tardío . [36] [37] De manera similar, el Bloque San Rafael al este de los Andes y al sur de las Sierras Pampeanas se levantó en el Mioceno durante la orogenia andina. [38] En términos generales, la fase más activa de la orogenia en el área del sur de la provincia de Mendoza y el norte de la provincia de Neuquén (34–38° S) ocurrió en el Mioceno tardío, mientras que el volcanismo de arco ocurrió al este de los Andes. [38]
En latitudes más australes (36–39° S) se registran en los sedimentos de la Cuenca Neuquina diversas transgresiones marinas del Jurásico y Cretácico provenientes del Pacífico . [H] En el Cretácico Tardío las condiciones cambiaron. Se produjo una regresión marina y comenzaron a desarrollarse en los Andes los cinturones plegados y corridos de Malargüe (36°00 S), Chos Malal (37° S) y Agrio (38° S) que lo hicieron hasta tiempos del Eoceno . Esto significó un avance de la deformación orogénica desde el Cretácico Tardío que provocó que la parte occidental de la Cuenca Neuquina se apilara en los cinturones plegados y corridos de Malargüe y Agrio. [39] [38] En el Oligoceno la parte occidental del cinturón plegado y corrido estuvo sujeta a un corto período de tectónica extensional cuyas estructuras se invirtieron en el Mioceno . [39] [I] Después de un período de inactividad, el cinturón plegado y corrido de Agrio reanudó su actividad limitada en el Eoceno y luego nuevamente en el Mioceno tardío. [38]
Al sur de la provincia de Mendoza, la faja plegada y corrida de Guañacos (36,5° S) apareció y creció en el Plioceno y Pleistoceno consumiendo las franjas occidentales de la Cuenca Neuquina. [39] [38]
El desarrollo temprano de la orogenia andina en el extremo sur de Sudamérica afectó también a la Península Antártica . [42] En el sur de la Patagonia, al comienzo de la orogenia andina en el Jurásico , la tectónica extensional creó la Cuenca de Rocas Verdes , una cuenca de trasarco cuya extensión sureste sobrevive como el Mar de Weddell en la Antártida. [42] [43] A finales del Cretácico, el régimen tectónico de la Cuenca de Rocas Verdes cambió, lo que llevó a su transformación en una cuenca de antepaís compresiva -la Cuenca de Magallanes- en el Cenozoico . Este cambio se asoció con un movimiento hacia el este del depocentro de la cuenca y la obducción de ofiolitas . [42] [43] El cierre de la Cuenca de Rocas Verdes en el Cretácico está vinculado al metamorfismo de alto grado del Complejo Metamórfico de la Cordillera Darwin en el sur de Tierra del Fuego . [44]
A medida que avanzaba la orogenia andina, Sudamérica se alejó de la Antártida durante el Cenozoico, lo que llevó primero a la formación de un istmo y luego a la apertura del Pasaje de Drake hace 45 millones de años. La separación de la Antártida cambió la tectónica de los Andes fueguinos a un régimen transpresivo con fallas transformantes . [42] [J]
Hace unos 15 millones de años, en el Mioceno, la dorsal de Chile comenzó a subducirse por debajo del extremo sur de la Patagonia (55° S). El punto de subducción, la triple unión, se ha ido desplazando gradualmente hacia el norte y se encuentra actualmente a 47° S. La subducción de la dorsal ha creado una "ventana" o brecha que se desplaza hacia el norte en la astenosfera debajo de Sudamérica. [45]
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