Orogénesis

La orogenia u orogénesis es el mecanismo principal por el cual se forman las montañas en los continentes. Una orogenia es un evento 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 arruga y se levanta para formar una o más cadenas montañosas. Esto involucra 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 en la composición de la litosfera de la Tierra (corteza y manto superior). UNproceso o evento sinorogénico es aquel que ocurre durante una orogenia.

La palabra "orogenia" (/ ɒ r ɒ dʒ ə n i /) proviene del griego antiguo (ὄρος, óros, lit.  ''montaña'' + γένεσις, génesis, lit.  ''creación, origen''). Aunque se usó antes que él, el geólogo estadounidense GK Gilbert empleó el término en 1890 para describir el proceso de formación de montañas a diferencia de la epeirogenia.

Tectónica

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 sin colisión) o colisión continental (convergencia de dos o más continentes para formar una orogenia de colisión).

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 está produciendo la subducción, se caracterizan por una actividad volcánica y terremotos frecuentes. Los cinturones orogénicos más antiguos suelen estar profundamente erosionados para exponer los estratos desplazados y deformados. Estos a menudo están muy metamorfoseados e incluyen vastos cuerpos de roca ígnea intrusiva llamados batolitos.

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, mientras que el grado de acoplamiento puede depender a su vez de factores tales como el ángulo de subducción y la tasa de sedimentación en la fosa oceánica asociada. con la zona de subducción. La Cordillera de los Andes es un ejemplo de un cinturón orogénico sin colisión, y tales cinturones a veces se denominan orógenos de tipo andino.

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 formado por fragmentos de la corteza (terrenos) acumulados durante un largo período de tiempo, sin ninguna indicación de una colisión importante continente-continente, se denomina orógeno de acreción. La Cordillera de América del Norte y el Lachlan Orogen del sureste de Australia son ejemplos de orógenos de acreción.

La orogenia puede culminar con la corteza continental del lado opuesto de la placa oceánica en subducción que llega a la zona de subducción. Esto pone fin a la subducción y transforma el orógeno de acreción en un orógeno de colisión de tipo Himalaya. La orogenia de colisión puede producir montañas extremadamente altas, como ha estado ocurriendo en el Himalaya durante los últimos 65 millones de años.

Los procesos de orogenia pueden tardar decenas de millones de años y construir montañas a partir de lo que alguna vez fueron cuencas sedimentarias. La actividad a lo largo de un cinturón orogénico puede ser extremadamente duradera. Por ejemplo, gran parte del sótano que subyace a los Estados Unidos pertenece a las Provincias Proterozoicas Transcontinentales, que se acumularon en Laurentia (el antiguo corazón de América del Norte) en el transcurso de 200 millones de años en el Paleoproterozoico. Las orogenias Yavapai y Mazatzal fueron picos de actividad orogénica durante este tiempo. Estos fueron parte de un período prolongado de actividad orogénica que incluyó la orogenia Picuris y culminó en la orogenia Grenville, que duró al menos 600 millones de años.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 de Antler y continuando con la orogenia de Sonoma y la orogenia de Sevier y culminando con la orogenia de Laramide. Solo la orogenia Laramide duró 40 millones de años, desde hace 75 millones a 35 millones de años.

Orógenos

Los orógenos muestran una gran variedad de características, pero pueden dividirse ampliamente en orógenos de colisión y orógenos de no colisión (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 un arco de islas. Las colisiones repetidas del último tipo, sin evidencia de colisión con un continente importante o el cierre de una cuenca oceánica, dan como resultado un orógeno de acreción. Los 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.Los orógenos que surgen de las colisiones continente-continente se pueden dividir en aquellos que involucran el cierre del océano (orógenos de tipo Himalaya) y aquellos que involucran colisiones oceánicas sin cierre de cuencas oceánicas (como está ocurriendo hoy en los Alpes del Sur de Nueva Zelanda).

Los orógenos tienen una estructura característica, aunque muestra una variación considerable. Una cuenca de antepaís se forma 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 de cima de cuña sobre la cuña orogénica activa, la profundidad de proa inmediatamente más allá del frente activo, una protuberancia anterior alta de origen flexural y un área de protuberancia posterior más allá, aunque no todos estos están presentes en todos los antepaís. -sistemas de cuencas.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 de la cordillera que se levantan activamente, 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) a través de aguas poco profundas hasta sedimentos continentales (estilo melaza).

Mientras que los orógenos activos se encuentran en los márgenes de los continentes actuales, las orogenias inactivas más antiguas, como Algoman, Penokean y Antler, están representadas por rocas deformadas y metamorfoseadas con cuencas sedimentarias tierra adentro.

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 de depósito. Estos fueron denominados ciclos orogénicos, y se propusieron diversas teorías para explicarlos. El geólogo canadiense Tuzo Wilson presentó por primera vez una interpretación de la tectónica de placas de los ciclos orogénicos, ahora conocidos como ciclos de Wilson. Wilson propuso que los ciclos orogénicos representaban la apertura y el cierre periódicos de una cuenca oceánica, con cada etapa del proceso dejando su registro característico en las rocas del orógeno.

Ruptura continental

El ciclo de Wilson comienza cuando la corteza continental previamente estable se pone bajo tensión debido a un cambio en la convección del manto. Se produce un rifting 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 ruptura y, a medida que la corteza continental se separa por completo, la sedimentación marina poco profunda da paso a la sedimentación marina profunda en la corteza marginal adelgazada de los dos continentes.

Expansión del fondo marino

Cuando los dos continentes se separaron, comenzó la expansión del lecho marino a lo largo del eje de una nueva cuenca oceánica. Los sedimentos marinos profundos continúan acumulándose a lo largo de los márgenes continentales adelgazados, que ahora son márgenes pasivos.

Subducción

En algún punto, 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.

Edificio de montaña

La formación de montañas en orógenos es en gran parte el resultado del engrosamiento de la corteza. 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). Esto toma la forma de plegamiento de la corteza dúctil más profunda y fallas de empuje en la corteza frágil superior.

El engrosamiento de la corteza levanta montañas a través del principio de isostasia. La isostasia es el equilibrio de la fuerza gravitatoria hacia abajo sobre una cadena montañosa empujada hacia arriba (compuesta por material ligero de la corteza continental) y las fuerzas ascendentes de flotación ejercidas por el denso manto subyacente.

Porciones de orógenos también pueden experimentar un levantamiento como resultado de la deslaminación de la litosfera orogénica, en la que una porción inestable de raíces litosféricas frías gotea hacia el manto astenosférico, lo que disminuye la densidad de la litosfera y provoca un levantamiento flotante. Un ejemplo es Sierra Nevada en California. Esta cadena de montañas con bloques de falla experimentó un levantamiento renovado y abundante magmatismo después de una delaminación de la raíz orogénica debajo de ellas.

Mount Rundle en la autopista Trans-Canada entre Banff y Canmore ofrece un ejemplo clásico de un corte de montaña en rocas con capas de inmersión. Hace millones de años, una colisión provocó una orogenia, lo que obligó a las capas horizontales de una antigua corteza oceánica a ser empujadas hacia arriba en un ángulo de 50 a 60°. Eso dejó a Rundle con una cara lisa y amplia bordeada de árboles, y una cara afilada y empinada donde se exponen los bordes de las capas levantadas.

Aunque la formación de montañas tiene lugar principalmente en orógenos, una serie de mecanismos secundarios son capaces de producir cadenas montañosas sustanciales.Las áreas que se están separando, como las dorsales oceánicas y el Rift de África Oriental, tienen montañas debido a la flotabilidad térmica relacionada con el manto caliente debajo de ellas; esta flotabilidad térmica se conoce como topografía dinámica. En los orógenos de deslizamiento, como la falla de San Andrés, las curvas restrictivas dan como resultado regiones de acortamiento de la corteza localizada y formación de montañas sin una orogenia que abarque todo el margen de la placa. El vulcanismo de punto caliente da como resultado la formación de montañas aisladas y cadenas montañosas que parecen no estar necesariamente en los límites actuales de placas tectónicas, pero son esencialmente el producto del tectonismo de placas. Del mismo modo, el levantamiento y la erosión relacionados con la epeirogénesis (movimientos verticales a gran escala de porciones de continentes sin mucho plegamiento, metamorfismo o deformación asociados) pueden crear elevaciones topográficas locales.

Cierre de la cuenca oceánica

Eventualmente, la expansión del fondo marino en la cuenca oceánica se detiene y la subducción continua comienza a cerrar la cuenca oceánica.

Colisión continental y orogenia

El cierre de la cuenca oceánica termina con una colisión continental y el orógeno asociado de tipo Himalaya.

Erosión

La erosión representa la fase final del ciclo orogénico. La erosión de los estratos suprayacentes en los cinturones orogénicos y el ajuste isostático a la remoción de esta masa de roca suprayacente pueden traer a la superficie estratos profundamente enterrados. El proceso de erosión se llama destechamiento. La erosión inevitablemente elimina gran parte de las montañas, dejando al descubierto el núcleo o las raíces de la montaña.(rocas metamórficas traídas a la superficie desde una profundidad de varios kilómetros). Los movimientos isostáticos pueden ayudar a tal destechamiento al equilibrar la flotabilidad del orógeno en evolución. Los estudiosos debaten sobre la medida en que la erosión modifica los patrones de deformación tectónica (ver erosión y tectónica). Por lo tanto, la forma final de la mayoría de los antiguos cinturones orogénicos es una larga franja arqueada de rocas metamórficas cristalinas secuencialmente debajo de sedimentos más jóvenes que se empujan sobre ellos y se alejan del núcleo orogénico.

Un orógeno puede estar casi completamente erosionado y solo reconocible al estudiar rocas (antiguas) que tienen rastros de orogénesis. Los orógenos suelen ser tramos de roca largos, delgados y arqueados que tienen una estructura lineal pronunciada que da como resultado terrenos o bloques de rocas deformadas, separados generalmente por zonas de sutura o fallas de cabalgamiento. Estas fallas de cabalgamiento transportan rebanadas de roca relativamente delgadas (que se denominan mantos o láminas de cabalgamiento y difieren de las placas tectónicas) desde el núcleo del orógeno que se acorta hacia los márgenes, y están íntimamente asociadas con los pliegues y el desarrollo del metamorfismo.

Historia del concepto

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

El erudito dominicano del siglo XIII, Alberto el Grande, postuló que, dado que se sabía que se producía la erosión, debe haber algún proceso por el cual se levantaron 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 deben haber estado alguna vez en el fondo del mar. La orogenia fue utilizada por Amanz Gressly (1840) y Jules Thurmann (1854) como orogénica en términos de la creación de elevaciones montañosas, como el término construcción de montañas.todavía se usaba para describir los procesos. Elie de Beaumont (1852) usó 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. Su teoría esencialmente sostenía que las montañas fueron creadas al apretar ciertas rocas. Eduard Suess (1875) reconoció la importancia del movimiento horizontal de las rocas. El concepto de un geosinclinal precursor o deformación descendente inicial de la tierra sólida (Hall, 1859) llevó a James Dwight Dana (1873) a incluir el concepto de compresión en las teorías que rodean la formación de montañas.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 principal paradigma para la mayoría de los geólogos hasta la década de 1960. Fue, en el contexto de la orogenia, ferozmente cuestionado por los defensores de los movimientos verticales en la corteza, o la convección dentro de la astenosfera o el manto.

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 ofiolíticas, basaltos toleíticos y una estructura de pliegues estilo napa.

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

Con base en las observaciones disponibles de las diferencias metamórficas en los cinturones orogénicos de Europa y América del Norte, HJ Zwart (1967) 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 en términos de la relación con las ocurrencias de granito. Cawood et al. (2009) clasificaron los cinturones orogénicos en tres tipos: de acreción, de colisión e intracratónicos. Nótese que tanto los orógenos de acreción como los de colisión se desarrollaron en los márgenes de las placas convergentes. En contraste, los orógenos de Hercinotipo generalmente muestran características similares a los orógenos intracratónicos, intracontinentales, extensionales y ultracalientes, todos los cuales se desarrollaron en sistemas de desprendimiento continental en 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 a altos gradientes térmicos de >30 °C/km. Hay una falta general 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 del 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 un metamorfismo de alta P/baja T a gradientes térmicos bajos de <10 °C/km. Las peridotitas orogénicas están presentes pero volumétricamente menores, y los granitos y migmatitas sin-colisión también son raros o de menor extensión. Ejemplos típicos son los orógenos Alpes-Himalaya en el margen sur del continente euroasiático y los orógenos Dabie-Sulu en el centro-este de China.