Cimmeria era un continente antiguo , o, más bien, una serie de microcontinentes o terrenos , [3] que se separaron de Gondwana en el hemisferio sur y se acumularon en Eurasia en el hemisferio norte . Estaba formado por partes de lo que hoy es Turquía , Irán , Afganistán , Pakistán , Tíbet , China , Myanmar , Tailandia y Malasia . [4] [5] Cimmeria se separó de las costas gondwanas del océano Paleo-Tetis durante el Pérmico Temprano [6] y cuando el océano Neo-Tetis se abrió detrás de él, durante el Pérmico, el Paleo-Tetis se cerró frente a él. [7] Debido a que los diferentes trozos de Cimmeria se desplazaron hacia el norte a diferentes ritmos, se formó un océano Meso-Tetis entre los diferentes fragmentos durante el Cisuraliano. [8] Cimmeria se separó de Gondwana de este a oeste, desde Australia hasta el Mediterráneo oriental. [9] Se extendía a lo largo de varias latitudes y abarcaba una amplia gama de zonas climáticas. [10]
Un "gran y antiguo mar Mediterráneo" fue propuesto por primera vez por el paleontólogo austriaco Melchior Neumayr en 1883. [11] Al estudiar la distribución de las faunas del Jurásico, concluyó que un océano ecuatorial que se extendía desde la India hasta América Central debía haber separado un gran continente en el norte. hemisferio de uno en el hemisferio sur. El geólogo austriaco Eduard Suess llamó a este océano mesozoico Tetis, un océano mítico que separaba un continente mítico (Gondwanalandia, hogar de la flora en forma de lengua ) de un continente boreal. [12] El geofísico alemán Alfred Wegener , por el contrario, desarrolló un concepto de continente único y global –el supercontinente Pangea– que, en su opinión, no dejaba espacio para un océano ecuatorial. Sin embargo, el geólogo australiano Samuel Warren Carey propuso en 1958 un Tetis orientado al este en forma de cuña dentro de Pangea. [13] Este océano fue identificado más tarde como una sucesión de océanos separados por terrenos o bloques continentales que migraban hacia el norte, uno de que era Cimmeria.
En 1974, después de un extenso trabajo de campo en Medio Oriente, el geólogo suizo Jovan Stöcklin identificó el pie norte de la Cordillera de Alborz en el norte de Irán como la sutura que en el Paleozoico era la costa norte de Gondwana y los restos del océano Paleo-Tetis. Stöcklin también señaló que una grieta del Mesozoico temprano o del Paleozoico tardío separó la Placa Iraní de la Placa Arábiga , y que otra sutura sur deben ser los restos del Océano Neo-Tetis. Stöcklin se dio cuenta de que la apertura de este océano posterior debe haber transformado a Irán en un microcontinente. Esas observaciones convirtieron a Stöcklin en el primero en identificar una pequeña parte de lo que más tarde se conocería como Cimmeria. [14]
Stöcklin también señaló que su propuesta se parecía al antiguo concepto del mundo en el que había dos continentes, Angaraland al norte y Gondwana al sur, separados por un océano alargado, el Tetis. Irán no pertenecía a ningún continente pero era parte del reino de Tetis. [14] La sutura sur de Stöcklin fue confirmada más tarde por observaciones de la evolución de la microflora en Irán, que tuvo una afinidad gondwana durante el Carbonífero pero una afinidad euroasiática durante el Triásico Tardío: Irán claramente se había desplazado de Gondwana a Laurasia. [15]
En la década de 1980, el geólogo turco Celâl Şengör finalmente extendió el microcontinente iraní de Stöcklin más al oeste hasta Turquía y más al este hasta el Tíbet y el Lejano Oriente. [16] Şengör también reutilizó el nombre introducido por Suess en 1901, "Kimmerisches Gebirge", las " Montañas de Crimea " o "Cimmerias". [15] [17] [18]
En la cadena montañosa que ahora se extiende desde los Alpes hasta Indonesia, Şengör identificó, utilizando un esquema simplificado, dos sistemas orogénicos distintos pero superpuestos que contienen una gran cantidad de suturas anastomosantes : los Cimmerides más antiguos y los Alpides más jóvenes , juntos formando lo que Şengör llamó la superposición de Tetísides. sistema orogénico. Por lo tanto, estos dos sistemas orogénicos están asociados con dos períodos principales de cierre del océano: los Cimmerides más tempranos, del norte y mucho más grandes, y los Alpides posteriores, del sur y más pequeños. Cimmeria era el largo "archipiélago" continental que separaba los dos océanos antes de que se cerrara el Paleo-Tetis. [18]
Este reino de Tetis cubre así la mayor parte de Eurasia y un largo período de tiempo (de norte a sur): [18]
Este esquema simple, sin embargo, oscurece en parte la naturaleza compleja de los ciclos de Tethyan y términos como "Eocimmeriano" y "Neocimmeriano" se usan a menudo para los eventos del Triásico Tardío y del Jurásico Tardío, respectivamente. [19] Además, a menudo se hace una distinción entre dos dominios tethyses más recientes: el Tetis alpino y el Neo-Tetis. El Tetis alpino, el dominio occidental en este esquema, separaba el suroeste de Europa del noroeste de África y estaba conectado con el Atlántico central. Actualmente está completamente cerrado y su sutura abarca los Magrebíes (que se extienden desde Gibraltar hasta Sicilia), así como los Apeninos y los Alpes. El Neo-Tetis, el dominio oriental, se abrió entre Arabia y los terrenos cimerios. La cuenca del Mediterráneo oriental y el golfo de Omán se consideran reliquias del Neo-Tetis que, por tanto, todavía está a punto de cerrarse. Estos dos dominios estuvieron conectados al este de Sicilia hasta el final del Jurásico. [20]
En el Paleozoico tardío, cuando los bloques cimmerios todavía estaban ubicados en el margen norte de Gondwana, estaban lejos de cualquier margen activo y cinturón orogénico, pero habían sido afectados por hundimiento térmico desde la apertura del Paleo-Tetis en el Silurano. Las ofiolitas del Carbonífero al Pérmico a lo largo de las zonas de sutura en el Tíbet y el noreste de Irán indican que el margen activo de Paleo-Tetis estaba ubicado aquí. [21] Fueron las fuerzas de tracción de losa en el Paleo-Tetis las que separaron a Cimmeria de Gondwana y abrieron el Neo-Tetis. La dorsal oceánica en el Paleo-Tetis se subdujo bajo Eurasia, como lo demuestra el Pérmico MORB (basalto de la dorsal oceánica) en Irán. El retroceso de la losa en el Paleo-Tetis abrió una serie de cuencas de arco posterior a lo largo del margen euroasiático y resultó en el colapso de la cordillera Varisca . A medida que el Paleo-Tetis se subducía bajo el margen sur de Eurasia, se formaron océanos en el arco posterior desde Austria hasta China. Algunos de estos arcos posteriores se cerraron durante la orogenia cimmeria (por ejemplo, la secuencia de océanos de arco posterior Karakaya-Küre en Turquía), otros permanecieron abiertos (por ejemplo, los océanos de arco posterior Meliata-Maliac-Pindos en el Mediterráneo oriental) dando lugar a la formación de océanos más jóvenes en el arco posterior. [9]
Turquía es un conjunto de bloques continentales que durante el Pérmico formaron parte del margen norte de Gondwana. Durante el Pérmico-Triásico, cuando el Paleo-Tetis se subducía bajo este margen (en lo que hoy es el norte de Turquía), se abrió un mar marginal que rápidamente se llenó de sedimentos (hoy el basamento del Terreno Compuesto de Sakarya en las Pontides ). Durante el Triásico Tardío, el Neo-Tetis comenzó a abrirse detrás de Cimmeria cuando el Mediterráneo oriental y sus dos brazos orientales se abrieron en el océano Bitlis-Zagros (el brazo sur del Neo-Tetis). [22]
Durante el Jurásico Temprano, Cimmeria comenzó a desintegrarse detrás del arco volcánico Paleo-Tethyan. Esto abrió la rama norte en Neo-Tetis: los océanos Intra-Pontide, Izmh [ cita necesaria ] -Ankara y Tauride Interior. El cierre del Paleo-Tetis en el Jurásico Medio redujo el archipiélago de Cimmerio en Anatolia. Al sur de los bloques cimmerios había ahora dos ramas del Neo-Tetis, una septentrional, más grande y más compleja, y otra meridional, más reducida; el continente Anatolide-Tauride los separaba, el pequeño continente Sakarya estaba ubicado dentro de la rama norte. El continente de Apulia estaba conectado con el continente de Anatolide-Tauride. [22]
Estas ramas neotethianas alcanzaron su anchura máxima durante el Cretácico Inferior, después de lo cual la subducción bajo Eurasia las consumió gradualmente. Durante el Cretácico Medio-Superior, esta subducción abrió una cuenca de arco posterior , la cuenca occidental del Mar Negro, que se extendía hacia el oeste hasta los Balcanes, al norte del arco de islas Ródope-Pontida. [23] En el Cretácico, esta cuenca empujó el terreno de Estambul (cerca de la actual Estambul) hacia el sur frente a ella, desde la plataforma de Odesa en el noroeste del Mar Negro. En el Eoceno, el terreno finalmente chocó con Cimmeria, poniendo fin a su extensión en el oeste del Mar Negro. Al mismo tiempo, la cuenca del Mar Negro Oriental se abrió cuando el Bloque del Mar Negro Oriental se giró en sentido antihorario hacia el Cáucaso. [24]
A finales del Cretácico, la subducción intraoceánica hacia el norte dentro del Neotetis dio paso a la obducción de siestas ofiolíticas sobre la plataforma árabe desde Turquía hasta la región de Omán. Al norte de esta zona de subducción, los restos del océano Neotethys comenzaron a subducirse hacia el norte y provocaron la colisión del bloque Tauride con la placa arábiga durante la época posterior al Oligoceno. Al norte de estos sistemas, el bloque Tauride chocó con el margen sur de Eurasia al final del Cretácico. La convergencia continuó hasta el final del Oligoceno. La colisión árabe-eurasiática en el este de Turquía durante el Eoceno tardío cerró las dos cuencas. [22]
Durante el Paleógeno, la corteza oceánica neotethiana unida a la placa africana se subdujo a lo largo de las fosas de Creta y Chipre. El continente Anatolide-Tauride chocó con los bloques Pontide y Kırşehir en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano. Esto cerró las ramas Ankara-Erzincan del norte de Neo-Tetis. Durante este cierre, el retroceso y el desprendimiento de losas en el Eoceno provocaron una inversión en las Pontides y un magmatismo generalizado en el norte de Turquía. Siguieron extensión y afloramiento, lo que resultó en el derretimiento del material litosférico debajo de las Pontides. [25]
En el sur de Turquía, la subducción del Neotetis hacia el norte a lo largo de la zona de subducción de Bitlis- Zagros dio lugar a magmatismo en el arco de Maden-Helete (sureste de Turquía) durante el Cretácico Superior-Eoceno y a magmatismo de retroarco en las Táuridas. La zona de subducción de Bitlis-Zagros finalmente se cerró en el Mioceno y a lo largo del Oligoceno-Neógeno y Cuaternario el vulcanismo se volvió cada vez más localizado. En el Oligoceno tardío, el retroceso de la losa en la Fosa Helénica resultó en una extensión en el Egeo y el oeste de Turquía. [25]
La subducción del Neo-Tetis occidental bajo Eurasia resultó en un extenso magmatismo en lo que hoy es el norte de Irán. En el Jurásico Temprano, este magmatismo había producido una fuerza de atracción de losa que contribuyó a la desintegración de Pangea y la apertura inicial del Atlántico. Durante el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior, la subducción de la dorsal oceánica Neo-Tetis contribuyó a la desintegración de Gondwana, incluido el desprendimiento del terreno Argo-Birmania de Australia. [9] El Microcontinente Iraní Centro-Oriente (CEIM) se suturó con Eurasia en el Triásico Tardío durante el evento orogénico regional "Eocimmeriano" en el norte de Irán, pero Irán está formado por varios bloques continentales y el área debe haber visto varios cierres de océanos. en el Paleozoico tardío y Mesozoico temprano. [26]
El Cáucaso Mayor y Menor tienen una historia geológica complicada que implica la acumulación de una serie de terrenos y microcontinentes desde el Precámbrico tardío hasta el Jurásico dentro del marco de Tethyan. Estos incluyen los terrenos y arcos de islas del Gran Cáucaso, el Mar Negro-Transcaucásico central, Baiburt-Sevanian e Irán-Afganistán. [27] En la región del Cáucaso, se pueden encontrar restos de la sutura Paleo-Tetis en el macizo de Dzirula, que aflora secuencias del Jurásico temprano en el centro de Georgia . Está formado por rocas oceánicas del Cámbrico Inferior y posibles restos de un arco magmático; su geometría sugiere que a la sutura le siguió una falla por deslizamiento. Las ofiolitas también afloran en el macizo de Khrami en el sur de Georgia y otro posible segmento de la sutura está presente en la región de Svanetia . La sutura es más antigua al este del Cáucaso (norte de Irán-Turkmenistán) pero más joven tanto al oeste del Cáucaso como más al este en Afganistán y el norte del Pamir . [28]
La parte más oriental de Cimmeria, el terreno Sibumasu , permaneció unida al noroeste de Australia hasta 295-290 Ma, cuando comenzó a desplazarse hacia el norte, como lo respaldan los datos paleomagnéticos y biogeográficos. El terreno Qiangtang estaba ubicado al oeste de Sibumasu y contiguo a él. Las capas del Pérmico Inferior en Sibumasu contienen diamictitas glaciales-marinas y faunas y floras de Gondwana que luego se desarrollaron de forma independiente antes de que Sibumasu atracara con Cathaysia. El rápido viaje de Sibumasu hacia el norte es especialmente evidente en el desarrollo de braquiópodos y fusulínidos . [29]
El terreno Baoshan en el oeste de Yunnan , China, forma la parte norte de Sibumasu. Está separada del bloque de Birmania por la zona de sutura de Gaoligong al oeste, y de los continentes del sur de China e Indochina al este por la zona de sutura de Chongshan y el cinturón de Changning-Menglian. Al igual que otras partes del este de Cimmeria, quedó muy deformada por las fallas intracontinentales que siguieron a la colisión entre India y Asia. [30]
Los datos paleomagnéticos indican que el sur de China e Indochina se desplazaron desde cerca del ecuador hasta 20°N desde el Pérmico Temprano hasta el Triásico Tardío. Baoshan, por el contrario, pasó de 42°S en el Pérmico Inferior a 15°N en el Triásico Tardío. Estos bloques y terrenos ocuparon paleolatitudes similares durante el Triásico Tardío al Jurásico, lo que indica que probablemente chocaron en el Triásico Tardío. Esto también está respaldado por evidencia geológica: el granito de 200 a 230 Ma en Lincang , cerca de la sutura Changning-Menglian, indica que se produjo una colisión continente-continente allí en el Triásico Tardío; Los sedimentos pelágicos en el cinturón de ofiolitas de Changning-Menglian-Inthanon (entre Sibumasu e Indochina) tienen edades comprendidas entre el Devónico medio y el Triásico medio, mientras que, en la sutura de Inthanon, por el contrario, las rocas del Triásico medio a tardío no son pelágicas con pedernales radiolarios y clásticos turbios que indicaban que los dos bloques al menos se habían acercado entre sí en ese momento; las secuencias volcánicas de la zona ígnea de Lancangjiang indican que se había desarrollado un entorno poscolisión antes de las erupciones allí alrededor de 210 Ma; y la fauna de Sibumasu se desarrolló a partir de un conjunto peri-Gondwanano no marino en el Pérmico temprano, a una fauna de Sibumasu endémica en el Pérmico Medio y a un Ecuatorial-Cathaysiano en el Pérmico Tardío. [31]
Durante el Paleozoico Temprano y Medio Cimmeria estuvo ubicada en un margen activo de estilo andino . Los depósitos glaciales y los datos paleomagnéticos indican que Qiangtang y Shan Thai-Malaya todavía estaban ubicados en el extremo sur adyacente a Gondwana durante el Carbonífero. La fauna y flora ecuatorial de China indican que se separó de Gondwana durante el Carbonífero. [4]
El terreno de Lhasa ha sido interpretado como parte de Cimmeria y, si este es el caso, debe haberse separado de Gondwana junto con Sibumasu y Qiangtang. Sin embargo, el momento de la deriva de Lhasa hacia el norte sigue siendo controvertido y los datos paleomagnéticos son extremadamente escasos. La evidencia sedimentológica y estratigráfica, por ejemplo, sugiere que se separó de Gondwana en el Triásico Tardío, cuando Qiangtang ya estaba siendo acretado en Eurasia. [32] Esta propuesta de ruptura de Lhasa en el Triásico Tardío también se ha documentado a lo largo de la plataforma noroeste de Australia, donde los terrenos de Birmania Occidental y Woyla finalmente se separaron de Gondwana en el Jurásico Tardío. [33]
Hoy en día, la sutura de Bangong separa el terreno de Lhasa del terreno de Qiangtang.
Los restos actuales de Cimmeria, como resultado del levantamiento masivo de su corteza continental, son inusualmente ricos en una serie de elementos calcófilos raros . Aparte del Altiplano de Bolivia, casi todos los depósitos de antimonio en forma de estibina del mundo se encuentran en Cimmeria, y las minas más importantes se encuentran en Turquía, Yunnan y Tailandia. Los mayores yacimientos de estaño se encuentran también en Malasia y Tailandia , mientras que Turquía también tiene importantes yacimientos de mineral de cromita .
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