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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 el margen de una 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 deforma 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 una nueva corteza continental a través del vulcanismo . El magma que se eleva en el orógeno transporta material menos denso hacia arriba y deja atrás material más denso, lo que da como resultado una diferenciación composicional de la litosfera de la Tierra ( corteza y manto superior ). [1] [2] Un proceso o evento sinorogénico (o sincinemático ) es aquel que ocurre durante una orogenia. [3]

La palabra orogenia proviene del griego antiguo ὄρος ( óros )  'montaña', y γένεσις ( génesis )  'creación, origen'). [4] Aunque se utilizó antes que él, el término fue empleado por el geólogo estadounidense GK Gilbert en 1890 para describir el proceso de construcción 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 )
Colisión continental de dos placas continentales para formar un orógeno de colisión. Por lo general, la corteza continental se subduce a 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: el Himalaya )

La orogenia tiene lugar en los márgenes convergentes de los continentes. La convergencia puede tomar la forma de subducción (donde un continente cabalga con fuerza sobre una placa oceánica para formar una orogenia no colisional) o colisión continental (convergencia de dos o más continentes para formar una orogenia colisional). [6] [7]

La orogenia normalmente produce 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 produce subducción, se caracterizan por frecuentes actividades volcánicas y terremotos . Los cinturones orogénicos más antiguos suelen estar profundamente erosionados dejando al descubierto 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 , espesan la litosfera y producen terremotos y volcanes. No todas las zonas de subducción producen cinturones orogénicos; La formación de montañas tiene lugar sólo cuando la subducción produce compresión en la placa superior. Que la subducción produzca compresión depende de factores tales como la tasa de convergencia de las placas y el grado de acoplamiento entre las dos placas, [9] mientras que el grado de acoplamiento puede a su vez depender de factores tales como el ángulo de subducción y la tasa de sedimentación en la superficie. fosa oceánica asociada a la zona de subducción. La Cordillera de los Andes es un ejemplo de cinturón orogénico no colisional, y dichos cinturones a veces se denominan 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 cuales los continentes han crecido. Un orógeno construido a partir de fragmentos de la corteza terrestre ( terrenos ) acumulados durante un largo período de tiempo, sin ningún indicio de una colisión importante entre continentes, se denomina orógeno de acreción. La Cordillera de América del Norte y el Lachlan Orógeno del sureste de Australia son ejemplos de orógenos de acreción. [11]

La orogenia puede culminar con la corteza continental del lado opuesto de la placa oceánica en subducción llegando a la zona de subducción. Esto pone fin a la subducción y transforma el orógeno de acreción en un orógeno de colisión tipo Himalaya . [12] La orogenia de colisión puede producir montañas extremadamente altas, como ocurre en el Himalaya desde hace 65 millones de años. [13]

Los procesos de orogenia pueden durar decenas de millones de años y formar 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 hasta Laurentia (el antiguo corazón de América del Norte) a lo largo de 200 millones de años en el Paleoproterozoico . [14] Las orogenias Yavapai y Mazatzal fueron picos de actividad orogénica durante este tiempo. Estos formaron parte de un extenso período 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 ha tenido 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. . Sólo la orogenia de Laramide duró 40 millones de años, hace entre 75 y 35 millones de años. [dieciséis]

orógenos

El sistema de cuencas del antepaís

Los orógenos muestran una gran variedad de características, [17] [18] pero pueden dividirse ampliamente en orógenos colisionales y orógenos no colisionales (orógenos de tipo andino). Los orógenos de colisión se pueden dividir aún más según si la colisión es con un segundo continente o un fragmento continental o arco de islas. Las colisiones repetidas del último tipo, sin evidencia de colisión con un continente importante o cierre de una cuenca oceánica, dan como resultado un orógeno de acreción. Ejemplos de orógenos que surgen de la colisión de un arco de islas con un continente incluyen Taiwán y la colisión de Australia con el arco de Banda . [19] Los orógenos que surgen de colisiones entre continentes se pueden dividir en aquellos que implican el cierre de océanos (orógenos de tipo Himalaya) y aquellos que implican colisiones indirectas sin cierre de cuencas oceánicas (como está ocurriendo hoy en los Alpes del Sur de Nueva Zelanda). [7]

Los orógenos tienen una estructura característica, aunque muestra una variación considerable. [7] Se forma una cuenca de antepaís 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 con cima de cuña sobre la cuña orogénica activa, la profundidad de proa inmediatamente más allá del frente activo, un abultamiento de antepaís alto de origen de flexión y un área de abultamiento posterior más allá, aunque no todos están presentes en todos los antepaís. -sistemas de cuencas. [20] La cuenca migra con el frente orogénico y los sedimentos de la cuenca del antepaís depositados tempranamente se involucran progresivamente en plegamientos y cabalgamientos. Los sedimentos depositados en la cuenca del antepaís se derivan principalmente de la erosión de las rocas que se levantan activamente 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 ) pasando por aguas poco profundas hasta sedimentos continentales ( estilo melaza ). [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 formación de montañas, y adelgazamiento de la corteza para formar nuevas cuencas deposicionales. A estos se les denominó ciclos orogénicos , y se propusieron diversas teorías para explicarlos. El geólogo canadiense Tuzo Wilson fue el primero en proponer una interpretación de los ciclos orogénicos de la tectónica de placas, 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]

ruptura continental

El ciclo de Wilson comienza cuando la corteza continental previamente estable entra en tensión debido a un cambio en la convección del manto. Se produce un rift 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 rift y la corteza continental se separa completamente, la sedimentación marina poco profunda 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, comienza la expansión del fondo marino a lo largo del eje de una nueva cuenca oceánica. Los sedimentos marinos profundos continúan acumulándose a lo largo de los adelgazados márgenes continentales, 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, produciendo 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]

edificio de montaña

Un ejemplo de deformación de piel fina ( falla de empuje ) de la orogenia de Sevier en Montana . La Madison Limestone blanca se repite, con un ejemplo en primer plano (que se aprieta con la distancia) y otro en la esquina superior derecha y en la parte superior de la imagen.
Montañas de Sierra Nevada (como resultado de la delaminación ) vistas desde la Estación Espacial Internacional

La formación de montañas en los orógenos es en gran medida resultado del engrosamiento de la corteza terrestre. Las fuerzas de compresión producidas por la convergencia de placas dan como resultado una deformación generalizada de la corteza del margen continental ( tectónica 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 terrestre eleva montañas mediante el principio de isostasia . [29] La isostasia es el equilibrio entre la fuerza gravitacional descendente sobre una cadena montañosa empujada hacia arriba (compuesta de material ligero de la corteza continental ) y las fuerzas flotantes hacia arriba ejercidas por el denso manto subyacente . [30]

Porciones de orógenos también pueden experimentar 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 provocando una elevación flotante. [31] Un ejemplo es la Sierra Nevada en California. Esta cadena de montañas de bloques de fallas [32] experimentó un levantamiento renovado y abundante magmatismo después de una delaminación de la raíz orogénica debajo de ellas. [31] [33]

Monte Rundle , Banff, Alberta

Mount Rundle on the Trans-Canada Highway between Banff and Canmore provides a classic example of a mountain cut in dipping-layered rocks. Millions of years ago a collision caused an orogeny, forcing horizontal layers of an ancient ocean crust to be thrust up at an angle of 50–60°. That left Rundle with one sweeping, tree-lined smooth face, and one sharp, steep face where the edge of the uplifted layers are exposed.[34]

Although mountain building mostly takes place in orogens, a number of secondary mechanisms are capable of producing substantial mountain ranges.[35][36][37] Areas that are rifting apart, such as mid-ocean ridges and the East African Rift, have mountains due to thermal buoyancy related to the hot mantle underneath them; this thermal buoyancy is known as dynamic topography. In strike-slip orogens, such as the San Andreas Fault, restraining bends result in regions of localized crustal shortening and mountain building without a plate-margin-wide orogeny. Hotspot volcanism results in the formation of isolated mountains and mountain chains that look as if they are not necessarily on present tectonic-plate boundaries, but they are essentially the product of plate tectonism. Likewise, uplift and erosion related to epeirogenesis (large-scale vertical motions of portions of continents without much associated folding, metamorphism, or deformation)[38] can create local topographic highs.

Closure of the ocean basin

Eventually, seafloor spreading in the ocean basin comes to a halt, and continued subduction begins to close the ocean basin.[26][25]

Continental collision and orogeny

The closure of the ocean basin ends with a continental collision and the associated Himalayan-type orogen.

Erosion

La erosión representa la fase final del ciclo orogénico. La erosión de los estratos suprayacentes en los cinturones orogénicos y el ajuste isostático para la remoción de esta masa de roca suprayacente pueden sacar a la superficie estratos profundamente enterrados. El proceso erosivo se llama destechado . [39] La erosión inevitablemente elimina gran parte de las montañas, exponiendo el núcleo o las raíces de las montañas ( rocas metamórficas traídas a la superficie desde una profundidad de varios kilómetros). Los movimientos isostáticos pueden ayudar a tal destechado al equilibrar la flotabilidad del orógeno en evolución. Los estudiosos debaten sobre hasta qué punto la erosión modifica los patrones de deformación tectónica (ver 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 sólo ser reconocible mediante el estudio de rocas (antiguas) que tengan rastros de orogénesis. Los orógenos suelen ser extensiones de roca largas, delgadas y arqueadas que tienen una estructura lineal pronunciada que da como resultado terrenos o bloques de rocas deformadas, separadas generalmente por zonas de sutura o fallas de cabalgamiento . Estas fallas de cabalgamiento transportan rebanadas de roca relativamente delgadas (que se denominan capas o láminas de cabalgamiento, y difieren de las placas tectónicas ) desde el núcleo del orógeno acortado hacia los márgenes, y están íntimamente asociadas con los pliegues y el desarrollo del metamorfismo . [40]

Historia del concepto

Antes del desarrollo de conceptos geológicos durante el siglo XIX, la presencia de fósiles marinos en montañas se explicaba en contextos cristianos como consecuencia del Diluvio bíblico . Esta fue una extensión del pensamiento neoplatónico , que influyó en los primeros escritores cristianos . [41]

Alberto el Grande, erudito dominicano del siglo XIII, postuló que, como se sabía que se producía erosión, debía haber algún proceso mediante el cual se levantaran nuevas montañas y otras formas terrestres, o de lo contrario eventualmente 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] La orogenia fue utilizada por Amanz Gressly (1840) y Jules Thurmann (1854) 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 y contenidas en los cinturones orogénicos. Básicamente, su teoría sostenía que las montañas se creaban al apretar ciertas rocas. [44] Eduard Suess (1875) reconoció la importancia del movimiento horizontal de las rocas. [45] El concepto de un geosinclinal precursor o deformación inicial hacia abajo de la tierra sólida (Hall, 1859) [46] impulsó a James Dwight Dana (1873) a incluir el concepto de compresión en las teorías que rodean la formación de montañas. [47] En retrospectiva, podemos descartar la conjetura de Dana de que esta contracción se debió al enfriamiento de la Tierra (también conocida como la 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. En el contexto de la orogenia, fue ferozmente cuestionado 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 , tipificado por una geometría de flysch y melaza en los sedimentos; secuencias de ofiolitas , basaltos toleíticos y una estructura de pliegue estilo napa .

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

Basado 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 los sucesos graníticos. Cawood y cols. (2009) [52] clasificaron los cinturones orogénicos en tres tipos: de acreción, de colisión e intracratónicos. Tanto los orógenos de acreción como los de colisión se desarrollaron en los márgenes de las 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 los 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 calco-alcalinas y series de facies metamórficas de alta T/baja P con altos gradientes térmicos de >30 °C/km. Hay una falta generalizada de ofiolitas, migmatitas y sedimentos abisales. Ejemplos típicos son todos los orógenos circunpacíficos que contienen arcos continentales.
  2. Orógenos de colisión, que se produjeron por subducción de un bloque continental debajo de otro bloque continental con ausencia de vulcanismo de arco. Se caracterizan por la aparición de zonas metamórficas de facies de esquisto azul a eclogita, lo que indica metamorfismo de alta P/baja T en gradientes térmicos bajos de <10 °C/km. Las peridotitas orogénicas están presentes pero en volumen menor, y los granitos y migmatitas sincolisionales también son raros o de menor extensión. Ejemplos típicos son los orógenos de los Alpes-Himalaya en el margen sur del continente euroasiático y los orógenos de Dabie-Sulu en el centro-este de China.

Ver también

Referencias

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Otras lecturas

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