La orogenia andina ( en español : Orogenia andina ) es un proceso continuo de orogenia que comenzó en el Jurásico Temprano y es responsable del ascenso de la cordillera de los Andes . La orogenia está 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 reordenamientos 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 hoy es el oeste de América del Sur desde la desintegración 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 Inferior se caracterizaron por la tectónica extensional , el rifting , el desarrollo de cuencas de arco posterior y el emplazamiento de grandes batolitos . [1] [3] Se presume que este desarrollo estuvo relacionado con 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 de carácter. [1] [3] Se cree que una litosfera oceánica más cálida y más joven comenzó a subducirse debajo de América del Sur en esta época. Este tipo de subducción es responsable no sólo de la intensa deformación por contracción a la que estaban sujetas las diferentes litologías, sino también del levantamiento y erosión que se sabe ocurrió desde el Cretácico Superior en adelante. [3] La reorganización de las placas tectónicas desde mediados del Cretácico también podría haber estado relacionada con la apertura del Océano Atlántico Sur . [1] Otro cambio relacionado con los cambios de placas tectónicas 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 de la zona de subducción, incluidas Atacama , Domeyko y Liquiñe-Ofqui . [3] [4]
La subducción de ángulo bajo o subducción de losa plana ha sido común durante la orogenia andina, lo que provocó el acortamiento y la deformación de la corteza y la supresión del vulcanismo de arco . La subducción de losas planas ha ocurrido en diferentes momentos en diversas 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 impidió la entrada de aire húmedo al actual desierto de Atacama. Esta aridez, a su vez, cambió la normal redistribución superficial de la masa vía erosión y transporte fluvial, modificando la deformación tectónica posterior. [5]
En el Oligoceno, la placa de Farallón se rompió, formando las modernas placas de Cocos y Nazca , lo que marcó el comienzo de una serie de cambios en la orogenia andina. Luego, la nueva Placa de Nazca se dirigió hacia una subducción ortogonal con América del Sur provocando desde entonces un levantamiento en los Andes, pero causando el mayor impacto en el Mioceno . Si bien los distintos segmentos de los Andes tienen sus propias historias de ascenso, en su conjunto los Andes han aumentado significativamente en los últimos 30 millones de años ( Oligoceno –presente). [6]
Los bloques tectónicos de corteza continental que se habían separado del noroeste de América del Sur en el Jurásico se volvieron a unir al continente en el Cretácico Superior al chocar oblicuamente con él. [6] Este episodio de acumulación se produjo en una secuencia compleja. La acreción de los arcos de islas contra el noroeste de América del Sur 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 acretados y el resto de América del Sur. Alrededor del límite Cretácico- Paleógeno (hace unos 65 millones de años), la meseta oceánica de la gran provincia ígnea del Caribe chocó con América del Sur. La subducción de la litosfera a medida que la meseta oceánica se acercaba a América del Sur condujo a la formación de un arco magmático que ahora se conserva en la Cordillera Real de Ecuador y la Cordillera Central de Colombia. En el Mioceno, un arco insular y un terreno (terreno Chocó) chocaron contra el noroeste de América del Sur. Este terreno forma parte de lo que hoy es el Departamento del Chocó y el Oeste de Panamá . [1]
La Placa del Caribe chocó con América del Sur en el Cenozoico Inferior, pero luego desplazó su movimiento hacia el este. [6] [7] El movimiento de falla dextral entre las placas de América del Sur y el Caribe comenzó hace 17 a 15 millones de años. Este movimiento se canalizó a lo largo de una serie de fallas de deslizamiento , pero estas fallas por sí solas no explican toda la deformación. [8] La parte norte de la Megacortante Dolores-Guayaquil forma parte de los sistemas de fallas dextrales mientras que en el sur la megacortante 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 acreción de terrenos en el Neoproterozoico y Paleozoico . [10] La deformación orogénica andina en el norte de Perú se remonta al Albiano (Cretácico Inferior). [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 del oeste del Perú cambiaron de condiciones marinas a continentales en el Cretácico Superior como consecuencia de un levantamiento vertical generalizado. Se cree que el levantamiento en el norte de Perú está asociado con la acreción contemporánea del terreno Piñón en Ecuador. Esta etapa de la orogenia se llama Fase Peruana. [10] Además de la costa del Perú, la Fase Peruana afectó o provocó el acortamiento de la corteza terrestre 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 atraviesa el cinturón plegado y corrido del Marañón muestra que la Fase Incaica terminó a más tardar hace 33 millones de años en el Oligoceno más temprano. [10]
En el período posterior al Eoceno, los Andes del norte de Perú estuvieron sujetos a la Fase Quechua de orogenia. La Fase Quechua se divide en las subfases Quechua 1, Quechua 2 y Quechua 3. [B] La Fase Quechua 1 duró desde 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 a 5 millones de años (Mioceno tardío) durante la Fase Quechua 3. [10] [12] Los subandinos apilados en un cinturón de empuje . [10]
El ascenso de los Andes en Perú y Ecuador en el Mioceno provocó un aumento de las precipitaciones orográficas a lo largo de sus partes orientales y el nacimiento del moderno río Amazonas . Una hipótesis vincula estos dos cambios al suponer que el aumento de las precipitaciones condujo a una mayor erosión y que esta erosión llevó a llenar las cuencas del antepaís andino más allá de su capacidad y que habría sido la sobresedimentación de la cuenca, más que el ascenso de los Andes, lo que hizo que las cuencas de drenaje fluye hacia el este. [12] Anteriormente, el interior del norte de América del Sur desembocaba en el Pacífico.
La subducción andina temprana en el Jurásico formó un arco volcánico en el norte de Chile conocido como Arco La Negra . [D] Los restos de este arco se encuentran 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, incluido el Batolito Vicuña Mackenna . [14] Más al este, en latitudes similares, en Argentina y Bolivia, el sistema de rift de Salta se desarrolló durante el Jurásico Tardío 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 tardío y el Paleógeno temprano una pila de sedimentos de >6.000 m de espesor ahora conocida como 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 experimentaron ninguna transgresión durante este tiempo, sino un aumento constante del terreno. [19]
Desde el Mioceno tardío en adelante, la región que se convertiría en el Altiplano se elevó desde elevaciones bajas hasta más de 3.000 msnm. Se estima que la región ascendió entre 2.000 y 3.000 metros en los últimos diez millones de años. [20] Junto con este levantamiento se formaron varios valles en el flanco occidental del Altiplano. En el Mioceno, la Falla de Atacama se movió, elevando la Cordillera de la Costa Chilena y creando cuencas sedimentarias al este de ella. [21] Al mismo tiempo, los Andes alrededor de la región del Altiplano se ampliaron hasta superar en ancho a cualquier otro segmento andino. [6] Posiblemente se hayan perdido unos 1000 km de litosfera debido al acortamiento de la litosfera. [22] Durante la subducción, el extremo occidental de la región del antearco [E] se flexionó hacia abajo formando una monoclina gigante . [23] [24] Un poco hacia el 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 encima de él. [25]
La región al este del Altiplano se caracteriza por la deformación y la tectónica a lo largo de un complejo cinturón plegado y corrido . [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 un ritmo promedio de ca. 12 a 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, el amontonamiento de corteza en Bolivia y el noroeste argentino provocó que se desarrollara en Paraguay un protuberancia norte-sur conocido como arco de Asunción . [28]
Se cree que el levantamiento del Altiplano se debe a una combinación de acortamiento horizontal de la corteza y al aumento de temperaturas en el manto (adelgazamiento térmico). [1] [23] La curva en los Andes y la costa occidental de América del Sur conocida como Oroclina boliviana fue realzada por el acortamiento horizontal cenozoico , pero ya existía independientemente de él. [23]
Dejando a un lado los procesos tectónicos de mesoescala, las características particulares de la región Oroclina-Altiplano boliviana se han atribuido a una variedad de causas más profundas. Estas causas incluyen un aumento local del ángulo de subducción de la Placa de Nazca, un aumento del 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 placas sudamericanas. Este aumento en la tensión de corte podría a su vez estar relacionado con la escasez de sedimentos en la fosa de Atacama causada por las condiciones áridas a lo largo del desierto de Atacama . [6] Capitanio et al . atribuye el ascenso del Altiplano y la curvatura del Oroclino boliviano a las diferentes edades de la Placa de Nazca subducida con las partes más antiguas de la placa subduciéndose en el centro del oroclino. [29] Como dice Andrés Tassara, la rigidez de la corteza oroclina boliviana se deriva de las condiciones térmicas . La corteza de la región occidental ( antearco ) de la oroclina ha sido fría y rígida, resistiendo y represando el flujo hacia el oeste de material cortical dúctil más cálido y débil desde debajo del Altiplano. [24]
La orogenia cenozoica en la oroclina boliviana ha producido una importante anatexis de rocas de la corteza terrestre, incluidos metasedimentos y gneises, dando como resultado la formación de magmas peraluminosos . Estas características implican que la tectónica y el magmatismo cenozoico en partes de los Andes bolivianos son similares a los observados en los orógenos colisionales . 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 predominante 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 de la orogenia andina del Cretácico Tardío y Cenozoico se caracteriza por una migración hacia el este del cinturón magmático y el desarrollo de varias cuencas de antepaís . [3] Se cree que la migración del arco hacia el este es causada por erosión por subducción . [32]
En las latitudes de 32 a 36° S (es decir, Chile central y la mayor parte de la provincia de Mendoza ), la orogenia andina propiamente dicha comenzó en el Cretácico Superior cuando se invirtieron las cuencas del retroarco . Inmediatamente al este de los primeros Andes se desarrollaron cuencas de antepaís y su hundimiento por flexión provocó la entrada de aguas desde el Atlántico hasta el frente del orógeno en el Maastrichtiano . [33] Los Andes en las latitudes 32-36° S experimentaron una secuencia de levantamiento en el Cenozoico que comenzó en el oeste y se extendió hacia el este. 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 el Mioceno temprano, los sedimentos [G] se acumularon en la Cuenca Extensional de Abanico , una cuenca alargada de norte a sur en Chile que se extendía desde 29° a 38° S. La inversión tectónica de hace 21 a 16 millones de años hizo la cuenca colapse y los sedimentos se incorporen a la cordillera de los Andes. [34] Lavas y material volcánico que ahora forman parte de la Formación Farellones se acumularon mientras la cuenca se invertía y elevaba. [35] La división continental del Mioceno estaba a unos 20 km al oeste de la división de aguas moderna que forma la frontera entre Argentina y Chile . [35] La incisión posterior del río desplazó la división hacia el este dejando viejas superficies planas colgando. [35] La compresión y el levantamiento en esta parte de los Andes han continuado hasta el presente. [35] La Cordillera Principal había alcanzado alturas que permitieron el desarrollo de glaciares de valle hace aproximadamente 1 millón de años. [35]
Antes de que terminara el levantamiento mioceno de la Cordillera Principal, la Cordillera Frontal hacia el este inició un período de levantamiento que duró desde hace 12 a 5 millones de años. Más al este, la Precordillera se elevó en los últimos 10 millones de años y las Sierras Pampeanas experimentaron 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 antiguas fallas que datan de la orogenia 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 moderno 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 vulcanismo 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] A finales del Cretácico las condiciones cambiaron. Se produjo una regresión marina y los cinturones plegados y corridos de Malargüe (36°00 S), Chos Malal (37° S) y Agrio (38° S) comenzaron a desarrollarse en los Andes y lo hicieron hasta el Eoceno . Esto significó un avance de la deformación orogénica desde el Cretácico Superior 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 una actividad limitada en el Eoceno y luego nuevamente en el Mioceno tardío. [38]
En el sur de la provincia de Mendoza, el cinturón plegado y corrido de Guañacos (36,5° S) apareció y creció en el Plioceno y Pleistoceno consumiendo la franja occidental de la Cuenca Neuquina. [39] [38]
El desarrollo temprano de la orogenia andina en el extremo sur de América del Sur afectó también a la Península Antártica . [42] En el sur de la Patagonia, al inicio de la orogenia andina en el Jurásico , la tectónica extensional creó la Cuenca de Rocas Verdes , una cuenca de arco posterior cuya extensión sureste sobrevive como el Mar de Weddell en la Antártida. [42] [43] En el Cretácico Superior, el régimen tectónico de la Cuenca de Rocas Verdes cambió, lo que llevó a su transformación en una cuenca de antepaís de compresión , la Cuenca de Magallanes , en el Cenozoico . Este cambio estuvo asociado 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 Cordillera Darwin en el sur de Tierra del Fuego . [44]
A medida que avanzaba la orogenia andina, América del Sur se alejó de la Antártida durante el Cenozoico, lo que condujo 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 hacia un régimen transpresivo con fallas transformantes . [42] [J]
Hace unos 15 millones de años, en el Mioceno , la Cordillera de Chile comenzó a subducirse debajo del extremo sur de la Patagonia (55° S). El punto de subducción, la triple unión, se ha movido gradualmente hacia el norte y actualmente se encuentra a 47° S. La subducción de la cresta ha creado una "ventana" o brecha que se mueve hacia el norte en la astenosfera debajo de América del Sur. [45]
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