La orogenia de Grenville fue un evento de formación de montañas del Mesoproterozoico de larga duración asociado con la formación del supercontinente Rodinia . Su registro es un cinturón orogénico prominente que se extiende por una parte significativa del continente norteamericano, desde Labrador hasta México , así como hasta Escocia .
La corteza orogénica de Grenville de mediados a finales del Mesoproterozoico ( c. 1250—980 Ma ) se encuentra en todo el mundo, pero generalmente solo los eventos que ocurrieron en los márgenes sur y este de Laurentia se reconocen bajo el nombre de "Grenville". [1] Estos eventos orogénicos también se conocen como la orogenia Kibaran en África y la orogenia Dalslandiana en Europa occidental .
El problema de la cronología de la orogenia de Grenville es un tema de cierta controversia. La escala de tiempo descrita 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 Rigolet, Ottawan y Shawingian componen el Ciclo Grenville, y la orogenia Elzevirian se destaca por sí sola. Debido al gran tamaño del área afectada por los eventos de Grenville, hay cierta variación en la cronología 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 isotópico de la hornblenda , la biotita y el feldespato potásico sugieren que la extensión estaba ocurriendo cuando la compresión había cesado momentáneamente. [3] [4]
El artículo de Rivers de 2008 examina la cronología de los diferentes períodos de la orogenia y reconstruye la cronología basándose en el metamorfismo espacial y temporal de las rocas presentes. Según esta versión más reciente de la cronología, 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 Grenville, la Ottawan (ahora 1090–1020 Ma) y Rigolet (aún 1010–980 Ma) se convierten en fases que se agrupan en la orogenia Grenvilliana. [5]
La reconstrucción de los eventos de la orogenia está en curso, pero la opinión generalmente aceptada es que los márgenes oriental y meridional de Laurentia fueron márgenes convergentes activos hasta el comienzo de la colisión continental . Este tipo de subducción (tipo B) tiende a ubicar arcos magmáticos en o cerca del borde de la placa superior en las zonas de subducción modernas, y se pueden encontrar evidencias de arcos insulares 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 tiempo 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 moderno de la cordillera del Himalaya . [1] [6] Durante algún tiempo se creyó que uno de los bloques era el continente de la Amazonia, pero la evidencia paleomagnética ahora ha demostrado que este no es el caso. [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 / charnoquita / granito ) se introdujeron en la roca del país . [1] Las polaridades de subducción (qué placa anuló a cuál) varían según la región y el tiempo. Algunos restos de arco insular se emplazaron en el margen Laurentiano, y algunos se acretaron durante la orogenia. [8] [9] La cronología de estos eventos está limitada por las relaciones transversales observadas en el campo, así como por la datación de uranio-plomo mediante SHRIMP ( microsonda de iones de alta resolución sensible ) y TIMS ( espectrometría de masas de ionización térmica ) . [10]
El primer período de actividad tectónica fue la acreción de un arco insular en algún momento durante la orogenia Elzeviriana. [7] Antes de que se produjera la acreción del arco insular, se estaba produciendo una subducción entre una placa continental y, presumiblemente, una placa oceánica. La tracción de las placas y los impulsores de campo lejano, como el empuje de las dorsales, estaban ayudando a cerrar la distancia entre el arco insular y el continente. Dependiendo del ángulo de subducción, ya se estaba produciendo una deformación de la corteza continental y un engrosamiento de la litosfera . Hacia 1,19 Ga, la cuenca del arco posterior de Elzevir se estaba cerrando. [3]
Entre 1,18 y 1,14 Ga se produjo una extensión en la zona. [3] Ya sea por enfriamiento litosférico, también conocido como subsidencia térmica, o por la actividad compresiva en la zona que reactivó algunas fallas extensionales. La extensión está marcada por las edades isotópicas de las rocas mencionadas anteriormente. 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 entre 1,16 y 1,13 Ga, coetáneas con la extensión, hay evidencia de que todavía se producían empujes y emplazamientos de terrenos. [3]
Según un modelo, el empuje hacia el oeste ocurrió de 1,12 a 1,09 Ga y luego la extensión fue la actividad tectónica primaria hasta 1,05 Ga. [3] Fue en este punto que el Terrane Granulite Central fue exhumado y ocurrió un magmatismo menor. [7] La razón para el cambio de compresión a extensión es desconocida, pero puede ser el resultado del colapso gravitacional, la delaminación del manto, la formación de una columna debajo de un supercontinente , cambios en los impulsores de campo lejano en la distribución de la tensión o cualquier combinación de razones originadas por el 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 área del mundo, el Ciclo de Wilson estaría creando la cuenca para el Océano Jápeto .
Hoy, el orógeno de Grenville está marcado por cinturones de pliegues y corrimientos que bordean el noroeste y regímenes metamórficos de alta presión, así como por un magmatismo distintivo de la suite AMCG. El metamorfismo es comúnmente de facies de anfibolita y granulita , es decir, alteración de temperatura y presión medias a altas. Los metagabros eclogitizados (rocas metamórficas ultramáficas de muy alta presión ) se encuentran en algunas localidades y probablemente representan áreas de enterramiento más profundo y/o colisión más intensa. [11] A lo largo del orógeno, estas secuencias de rocas metamórficas de alta presión están cortadas por plutones intrusivos de la suite AMCG, generalmente interpretados como sin- o postectónicos. El plutonismo AMCG generalmente se asocia con surgencia astenosférico bajo litosfera adelgazada . [1] [12] Esto se deriva de la teoría de que el plutonismo AMCG es impulsado por el encharcamiento de basalto de toleíta olivina en la base de la corteza continental durante la extensión tectónica. [3] La litosfera puede adelgazarse por convección o por delaminación , en la que se desprende la porción inferior de la litosfera. Se han propuesto ambos modelos 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 Terrane de Granulita, están separadas por zonas de cizallamiento. [4] [7] El Cinturón de Gneis está formado por gneises félsicos y anfibolitas que se metamorfosearon en la facies de anfibolita superior a granulita. El empuje en esta sección fue de bajo ángulo, pero tendría el potencial de aumentar y rotar a medida que continuaba y evolucionaba. El esfuerzo cortante en esta área se conoce como esfuerzo cortante dúctil, lo que significa que el material se estaba enfriando y volviéndose sólido, pero aún se comportaba 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 aproximadamente hace 1,4 Ga y el empuje metamórfico aproximadamente hace 1,16 a 1,12 Ga. [4] [7]
El cinturón metasedimentario está compuesto predominantemente de rocas sedimentarias y volcánicas que han sufrido 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 el magmatismo se produjo entre 1,42 y 1,04 Ga según la ubicación. Al igual que con el cinturón de gneis, se cree que el metamorfismo se produjo aproximadamente a 1,16 Ga. [4] [7] El Terrane de Granulita está compuesto de gneises metaígneos que incluyen macizos de anortosita. Las anortositas se forman en plutones y están compuestas principalmente de plagioclasa. Las rocas de la provincia de Grenville en Canadá están incluidas en esta categoría. El magmatismo más antiguo conocido en esta área data de aproximadamente 1,32 Ga. El metamorfismo de la 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 de 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 en Texas y México, los Apalaches , los 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, las 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 coetánea con las etapas posteriores de la orogenia de Grenville, y generalmente se las considera 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 Ma. Las rocas del primer grupo tienen firmas geoquímicas que implican la procedencia de un arco de islas y una cuenca de arco posterior . El último grupo representa el magmatismo AMCG. Estas rocas AMCG son algo anómalas en todo el orógeno de Grenville, no hay ningún evento orogénico conocido que preceda inmediatamente a su emplazamiento. [14]
Se sugiere que el régimen de subducción bajo el margen Laurentiano (actualmente en Texas, al norte del terreno mexicano acrecentado ) terminó alrededor de 1230 Ma, y que la polaridad de la subducción se invirtió para llevar al continente en colisión hacia el norte, ya que el Levantamiento Llano , que registra la historia de Grenville en Texas, no presenta evidencia de magmatismo de arco después de este tiempo. [9]
Los montes Apalaches contienen pequeñas y aisladas exposiciones del orógeno Grenville. La más grande de ellas, la Long Range Inlier, comprende las montañas Long Range de Terranova. Otras exposiciones incluyen los macizos de Shenandoah y French Broad , que comprenden la provincia Blue Ridge de Virginia. Las rocas de Blue Ridge consisten en varios gneises de facies de anfibolita superior y granulita, intruidos por rocas de granitoide y charnoquita . 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 un enorme domo de roca proterozoica en la frontera entre Nueva York y Canadá. Tanto los pulsos orogénicos del Elzeviriano (c. 1250–1190 Ma) como del Ottawan (c. 1080–1020 Ma) se registraron en las Adirondacks, produciendo roca metamórfica de alto grado. Una zona de cizallamiento de alta deformación con dirección noroeste separa el domo en las tierras altas al sureste y las tierras bajas al noroeste. Se cree [7] [15] que la zona de cizallamiento (Carthage-Colton) fue un límite transpresivo durante el Ottawan, cuando las tierras altas se empujaron sobre las tierras bajas. [1]
La provincia de Grenville recibe su nombre de Grenville , Quebec, y constituye la parte más joven del Escudo Canadiense . Dado que la zona 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 ella. Por lo 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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