Orogenia

Orogenia é um processo de construção de montanha que ocorre na margem convergente da placa quando o movimento da placa comprime a margem. Um cinturão orogênico ou orógeno se desenvolve à medida que a placa comprimida se dobra e é elevada para formar uma ou mais cadeias de montanhas. Isso envolve uma série de processos geológicos chamados coletivamente de orogênese. Estes incluem tanto a deformação estrutural da crosta continental existente como a criação de uma nova crosta continental através do vulcanismo. O magma que sobe no orógeno carrega material menos denso para cima, deixando para trás material mais denso, resultando na diferenciação composicional da litosfera da Terra (crosta e manto superior). Um processo ou evento sinorogênico (ou sincinemático) é aquele que ocorre durante uma orogenia.

A palavra orogenia () vem do grego antigo ὄρος (óros) 'montanha' e γένεσις (gênese) 'criação, origem'). Embora tenha sido usado antes dele, o termo foi empregado pelo geólogo americano G. K. Gilbert em 1890 para descrever o processo de construção de montanhas como distinto da epeirogenia.

Tectônica

A orogenia ocorre nas margens convergentes dos continentes. A convergência pode assumir a forma de subducção (onde um continente passa com força sobre uma placa oceânica para formar uma orogenia não colisional) ou colisão continental (convergência de dois ou mais continentes para formar uma orogenia colisional).

A orogenia normalmente produz cinturões orogênicos ou orógenos, que são regiões alongadas de deformação que fazem fronteira com os crátons continentais (os interiores estáveis dos continentes). Cinturões orogênicos jovens, nos quais a subducção ainda ocorre, são caracterizados por freqüentes atividades vulcânicas e terremotos. Cinturões orogênicos mais antigos são normalmente profundamente erodidos para expor estratos deslocados e deformados. Muitas vezes são altamente metamorfoseados e incluem vastos corpos de rochas ígneas intrusivas chamadas batólitos.

As zonas de subducção consomem a crosta oceânica, engrossam a litosfera e produzem terremotos e vulcões. Nem todas as zonas de subducção produzem cinturões orogênicos; a construção da montanha ocorre apenas quando a subducção produz compressão na placa superior. Se a subducção produz compressão depende de fatores como a taxa de convergência das placas e o grau de acoplamento entre as duas placas, enquanto o grau de acoplamento pode, por sua vez, depender de fatores como o ângulo de subducção e a taxa de sedimentação na fossa oceânica associada. com a zona de subducção. A Cordilheira dos Andes é um exemplo de cinturão orogênico não-colisional, e esses cinturões são às vezes chamados de orógenos do tipo andino.

À medida que a subducção continua, arcos insulares, fragmentos continentais e material oceânico podem gradualmente agregar-se à margem continental. Este é um dos principais mecanismos pelos quais os continentes cresceram. Um orógeno construído a partir de fragmentos da crosta terrestre (terrenos) acumulados durante um longo período de tempo, sem qualquer indicação de uma grande colisão continente-continente, é chamado de orógeno de acréscimo. O Norte A Cordilheira Americana e o Orógeno Lachlan do sudeste da Austrália são exemplos de orógenos de acréscimo.

A orogenia pode culminar com a crosta continental do lado oposto da placa oceânica em subducção chegando à zona de subducção. Isso encerra a subducção e transforma o orógeno de acréscimo em um orógeno colisional do tipo Himalaia. A orogenia colisional pode produzir montanhas extremamente altas, como tem ocorrido no Himalaia nos últimos 65 milhões de anos.

Os processos de orogenia podem levar dezenas de milhões de anos e construir montanhas a partir do que antes eram bacias sedimentares. A atividade ao longo de um cinturão orogênico pode ter vida extremamente longa. Por exemplo, grande parte do embasamento subjacente aos Estados Unidos pertence às Províncias Proterozóicas Transcontinentais, que se agregaram a Laurentia (o antigo coração da América do Norte) ao longo de 200 milhões de anos no Paleoproterozóico. As orogenias Yavapai e Mazatzal foram picos de atividade orogênica durante esta época. Estes fizeram parte de um extenso período de atividade orogênica que incluiu a orogenia Picuris e culminou na orogenia Grenville, durando pelo menos 600 milhões de anos. Uma sequência semelhante de orogenias ocorreu na costa oeste da América do Norte, começando no final do Devoniano (cerca de 380 milhões de anos atrás) com a orogenia Antler e continuando com a orogenia Sonoma e orogenia Sevier e culminando com a orogenia Laramide. Só a orogenia Laramide durou 40 milhões de anos, de 75 milhões a 35 milhões de anos atrás.

Orógenos

Orogênios mostra uma grande variedade de características, Mas eles podem ser amplamente divididos em orógenos colisionais e orógenos não colisionais (orógenos do tipo andino). Orógenos colisionais podem ser divididos ainda mais se a colisão está em um segundo continente ou um fragmento continental ou arco da ilha. Colisões repetidas do tipo posterior, sem evidência de colisão com um continente importante ou fechamento de uma bacia oceânica, resultam em um orogênio acretionário. Exemplos de orógenos decorrentes da colisão de um arco da ilha com um continente incluem Taiwan e a colisão da Austrália com o arco de Banda. Orógenos decorrentes de colisões continentes continentes podem ser divididas naquelas que envolvem o fechamento do oceano (orogênios do tipo Himalaia) e aqueles que envolvem colisões de olhar sem fechamento da bacia do oceano (como está ocorrendo hoje nos Alpes do Sul da Nova Zelândia).

orogênios têm uma estrutura característica, embora isso mostre uma variação considerável. A Bacia de Foreland formas antes do orogênio devido principalmente ao carregamento e à flexão resultante da litosfera pelo cinturão da montanha em desenvolvimento. Uma bacia típica de Foreland é subdividida em uma bacia de cunha acima da cunha orogênica ativa, o foredeep imediatamente além da frente ativa, uma alta de origem de flexão e uma área de back-bulge além, embora nem todos estejam presentes em toda a Forland -Basin Systems. A bacia migra com a frente orogênica e os sedimentos de Bacia de Foreland depositados primitivos se envolvem progressivamente na dobra e empurração. Os sedimentos depositados na bacia de Foreland são derivados principalmente da erosão das rochas ativamente edificantes da cordilheira, embora alguns sedimentos derivem do foreland. O preenchimento de muitas dessas bacias mostra uma mudança no tempo da Deepwater Marine ( Flysch -estilo) através de águas rasas para sedimentos continentais ( molassse -estilo).

Enquanto os orógenos ativos são encontrados nas margens dos continentes atuais, orogenias inativas mais antigas, como algomana, pecokeana e chifre, são representadas por rochas deformadas e metamorfoseadas com bacias sedimentares mais interiores.

Ciclo orogênico

Muito antes da aceitação da tectônica de placas, os geólogos encontraram evidências dentro de muitos orógenos de ciclos repetidos de deposição, deformação, espessamento da crosta e construção de montanhas e afinamento da crosta para formar novas bacias deposicionais. Estes foram nomeados ciclos orogênicos , e várias teorias foram propostas para explicá -las. O geólogo canadense Tuzo Wilson primeiro apresentou uma interpretação tectônica dos ciclos orogênicos, agora conhecida como Wilson Cycles. Wilson propôs que os ciclos orogênicos representavam a abertura e o fechamento periódicos de uma bacia oceânica, com cada estágio do processo deixando seu registro característico nas rochas do orogênio.

FIFICAÇÃO CONTINENTAL

O ciclo Wilson começa quando a crosta continental anteriormente estável está sob tensão de uma mudança na convecção do manto. A Fingra Continental ocorre, que afina a crosta e cria bacias nas quais os sedimentos se acumulam. À medida que as bacias se aprofundam, o oceano invade a zona da fenda e, à medida que a crosta continental se separa completamente, a sedimentação marinha rasa dá lugar à profunda sedimentação marinha na crosta marginal diluída dos dois continentes.

Spreading no fundo do mar

Enquanto os dois continentes se destacam, o fundo do mar se espalhou ao longo do eixo de uma nova bacia oceânica. Os sedimentos marinhos profundos continuam a se acumular ao longo das margens continentais diluídas, que agora são margens passivas.

Subdução

Em algum momento, a subducção é iniciada ao longo de uma ou ambas as margens continentais da bacia do oceano, produzindo um arco vulcânico e possivelmente um orogênio do tipo andino ao longo dessa margem continental. Isso produz deformação das margens continentais e possivelmente espessamento da crustal e construção de montanhas.

edifício da montanha

A formação de montanhas em orógenos é em grande parte resultado do espessamento da crosta terrestre. As forças compressivas produzidas pela convergência das placas resultam em deformação generalizada da crosta da margem continental (tectônica de empuxo). Isto assume a forma de dobramento da crosta dúctil mais profunda e falhas de impulso na crosta frágil superior.

O espessamento da crosta terrestre eleva montanhas através do princípio da isostasia. Isostacia é o equilíbrio da força gravitacional descendente sobre uma cordilheira ascendente (composta de material leve da crosta continental) e as forças ascendentes flutuantes exercidas pelo denso manto subjacente.

Porções de orógenos também podem sofrer elevação como resultado da delaminação da litosfera orogênica, na qual uma porção instável da raiz litosférica fria escorre para o manto astenosférico, diminuindo a densidade da litosfera e causando elevação flutuante. Um exemplo é a Sierra Nevada, na Califórnia. Esta cadeia de montanhas de blocos de falhas experimentou uma elevação renovada e magmatismo abundante após uma delaminação da raiz orogênica abaixo delas.

O Monte Rundle, na Rodovia Trans-Canadá, entre Banff e Canmore, é um exemplo clássico de montanha cortada em rochas com camadas profundas. Há milhões de anos, uma colisão causou uma orogenia, forçando as camadas horizontais de uma antiga crosta oceânica a serem empurradas para cima num ângulo de 50-60°. Isso deixou Rundle com uma face lisa ampla e arborizada e uma face afiada e íngreme onde as bordas das camadas elevadas ficam expostas.

Embora a construção de montanhas ocorra principalmente em orógenos, vários mecanismos secundários são capazes de produzir cadeias de montanhas substanciais. As áreas que estão se separando, como as dorsais meso-oceânicas e o Rift da África Oriental, têm montanhas devido à flutuabilidade térmica relacionada ao manto quente abaixo delas; esta flutuabilidade térmica é conhecida como topografia dinâmica. Em orógenos de deslizamento, como a falha de San Andreas, curvas restritivas resultam em regiões de encurtamento crustal localizado e construção de montanhas sem uma orogenia em toda a margem da placa. O vulcanismo de pontos críticos resulta na formação de montanhas e cadeias de montanhas isoladas que parecem não estar necessariamente nos atuais limites das placas tectônicas, mas são essencialmente o produto do tectonismo de placas. Da mesma forma, a elevação e a erosão relacionadas à epeirogênese (movimentos verticais em grande escala de porções de continentes sem muita dobradura, metamorfismo ou deformação associada) podem criar elevações topográficas locais.

Encerramento da bacia oceânica

Eventualmente, a expansão do fundo do mar na bacia oceânica é interrompida e a subducção contínua começa a fechar a bacia oceânica.

Colisão continental e orogenia

O fechamento da bacia oceânica termina com uma colisão continental e o orógeno do tipo Himalaia associado.

Erosão

A erosão representa a fase final do ciclo orogênico. A erosão dos estratos sobrejacentes em cinturões orogênicos e o ajuste isostático para a remoção dessa massa rochosa sobrejacente podem trazer estratos profundamente enterrados para a superfície. O processo erosivo é chamado de descoberto. A erosão inevitavelmente remove grande parte das montanhas, expondo o núcleo ou as raízes das montanhas (rochas metamórficas trazidas à superfície a partir de uma profundidade de vários quilómetros). Os movimentos isostáticos podem ajudar nessa abertura, equilibrando a flutuabilidade do orógeno em evolução. Os estudiosos debatem sobre até que ponto a erosão modifica os padrões de deformação tectônica (ver erosão e tectônica). Assim, a forma final da maioria dos cinturões orogênicos antigos é uma longa faixa arqueada de rochas metamórficas cristalinas sequencialmente abaixo dos sedimentos mais jovens que são empurrados para cima deles e que se afastam do núcleo orogênico.

Um orógeno pode estar quase completamente erodido e só pode ser reconhecido pelo estudo de rochas (antigas) que apresentam vestígios de orogênese. Orógenos são geralmente trechos de rocha longos, finos e arqueados que possuem uma estrutura linear pronunciada, resultando em terrenos ou blocos de rochas deformadas, separados geralmente por zonas de sutura ou falhas de empurrão de imersão. Essas falhas de empurrão carregam fatias relativamente finas de rocha (que são chamadas de nappes ou folhas de empurrão, e diferem das placas tectônicas) do núcleo do orógeno encurtado em direção às margens e estão intimamente associadas a dobras e ao desenvolvimento de metamorfismo.

História do conceito

Antes do desenvolvimento de conceitos geológicos durante o século XIX, a presença de fósseis marinhos nas montanhas era explicada em contextos cristãos como resultado do Dilúvio Bíblico. Esta foi uma extensão do pensamento neoplatônico, que influenciou os primeiros escritores cristãos.

O estudioso dominicano do século 13, Alberto, o Grande, postulou que, como se sabia que a erosão ocorria, deveria haver algum processo pelo qual novas montanhas e outras formas de relevo fossem erguidas, ou então eventualmente não haveria terra; ele sugeriu que os fósseis marinhos nas encostas das montanhas devem ter estado no fundo do mar. A orogenia foi usada por Amanz Gressly (1840) e Jules Thurmann (1854) como orogênica em termos de criação de elevações de montanhas, já que o termo construção de montanhas ainda era usado para descrever os processos. Elie de Beaumont (1852) usou o evocativo "Tubarão de um torno'; teoria para explicar a orogenia, mas estava mais preocupado com a altura do que com as estruturas implícitas criadas e contidas nos cinturões orogênicos. Sua teoria sustentava essencialmente que as montanhas foram criadas pela compressão de certas rochas. Eduard Suess (1875) reconheceu a importância do movimento horizontal das rochas. O conceito de um geossiclinal precursor ou deformação inicial para baixo da terra sólida (Hall, 1859) levou James Dwight Dana (1873) a incluir o conceito de compressão nas teorias que cercam construção de montanhas. Em retrospectiva, podemos desconsiderar a conjectura de Dana de que esta contracção se deveu ao arrefecimento da Terra (também conhecida como teoria do arrefecimento da Terra). A teoria do resfriamento da Terra foi o principal paradigma para a maioria dos geólogos até a década de 1960. Foi, no contexto da orogenia, ferozmente contestado pelos proponentes dos movimentos verticais na crosta, ou convecção dentro da astenosfera ou manto.

Gustav Steinmann (1906) reconheceu diferentes classes de cinturões orogênicos, incluindo o cinturão orogênico do tipo alpino, tipificado por uma geometria flysch e melaço para os sedimentos; sequências de ofiolito, basaltos toleíticos e uma estrutura dobrada em estilo nappe.

Em termos de reconhecimento da orogenia como um evento, Leopold von Buch (1855) reconheceu que as orogenias poderiam ser colocadas no tempo colocando colchetes entre a rocha deformada mais jovem e a rocha não deformada mais antiga, um princípio que é ainda em uso hoje, embora comumente investigado pela geocronologia usando datação radiométrica.

Com base nas observações disponíveis das diferenças metamórficas nos cinturões orogênicos da Europa e da América do Norte, H. J. Zwart (1967) propôs três tipos de orógenos em relação ao ambiente e estilo tectônico: Cordillerótipo, Alpinótipo e Hercinótipo. Sua proposta foi revisada por W. S. Pitcher em 1979 em termos da relação com as ocorrências graníticas. Cawood et al. (2009) categorizaram os cinturões orogênicos em três tipos: acumulativos, colisionais e intracratônicos. Tanto os orógenos de acréscimo quanto os colisionais se desenvolveram nas margens convergentes das placas. Em contraste, os orógenos hercinótipos geralmente apresentam características semelhantes aos orógenos intracratônicos, intracontinentais, extensionais e ultraquentes, todos os quais se desenvolveram em sistemas de descolamento continental nas margens convergentes das placas.

1. Os orogens acrecionários, que foram produzidos pela subdução de uma placa oceânica abaixo de uma placa continental para o volcanismo do arco. Eles são dominados por rochas ígneas calcárias e séries de facies metamórficas de alta T/low-P em gradientes térmicos elevados de >30 °C/km. Há uma falta geral de ophiolites, migmatites e sedimentos abissais. Exemplos típicos são todos os orogens circun-Pacíficos contendo arcos continentais.
2. Os orogens Collisional, que foram produzidos pela subdução de um bloco continental abaixo do outro bloco continental com a ausência de volcanismo de arco. Eles são tipificados pela ocorrência de zonas metamórficas blueschist para eclogite facies, indicando metamorfismo high-P/low-T em gradientes térmicos baixos de <10 °C/km. Peridotites orogênicos estão presentes, mas volumétricamente menores, e os granitos e migmatites sin-colisional também são raros ou de apenas menor extensão. Exemplos típicos são os orogens Alps-Himalaya na margem sul do continente eurasiano e os orogens Dabie-Sulu na China centro-oriental.