Orogenia algomana
La orogenia algomana , conocida como orogenia kenorana en Canadá, fue un episodio de formación de montañas ( orogenia ) durante el Eón Arcaico Tardío que implicó repetidos episodios de colisiones continentales , compresiones y subducciones . La provincia Superior y el terreno del valle del río Minnesota chocaron hace unos 2700 a 2500 millones de años. La colisión dobló la corteza terrestre y produjo suficiente calor y presión para metamorfosear la roca. Se agregaron bloques a la provincia Superior a lo largo de un límite de 1200 km (750 mi) que se extiende desde el este de Dakota del Sur actual hasta el área del lago Huron. La orogenia algomana puso fin al Eón Arcaico, hace unos 2500 millones de años ; duró menos de 100 millones de años y marca un cambio importante en el desarrollo de la corteza terrestre.
El escudo canadiense contiene cinturones de rocas metavolcánicas y metasedimentarias formadas por la acción del metamorfismo sobre rocas volcánicas y sedimentarias. Las áreas entre los cinturones individuales consisten en granitos o gneises graníticos que forman zonas de fallas . Estos dos tipos de cinturones se pueden ver en las subprovincias de Wabigoon, Quetico y Wawa ; Wabigoon y Wawa son de origen volcánico y Quetico es de origen sedimentario. Estas tres subprovincias se encuentran linealmente en cinturones orientados del suroeste al noreste de aproximadamente 140 km (90 mi) de ancho en la parte sur de la provincia Superior.
La provincia de Slave y partes de la provincia de Nain también se vieron afectadas. Hace entre 2.000 y 1.700 millones de años, estas se combinaron con los cratones de Sask y Wyoming para formar el primer supercontinente , el supercontinente de Kenorland . [1]
Descripción general
Durante la mayor parte del Eón Arcaico , la Tierra tuvo una producción de calor al menos el doble de la actual. El momento del inicio de la tectónica de placas aún es motivo de debate, pero si la tectónica moderna estuvo operativa en el Arcaico, los flujos de calor más elevados podrían haber provocado que los procesos tectónicos fueran más activos. Como resultado, las placas y los continentes pueden haber sido más pequeños. No se encuentran bloques anchos tan antiguos como 3 Ga en los escudos precámbricos . Sin embargo, hacia el final del Arcaico, algunos de estos bloques o terrenos se unieron para formar bloques más grandes soldados entre sí por cinturones de piedra verde . [2]
Dos de estos terrenos que ahora forman parte del escudo canadiense chocaron hace unos 2.700 a 2.500 millones de años . Se trataba de la provincia Superior y el gran terreno del valle del río Minnesota, el primero compuesto principalmente de granito y el segundo de gneis . [3] Esto condujo al episodio de formación de montañas conocido como la orogenia Algoman en los EE. UU. (llamada así por Algoma , condado de Kewaunee, Wisconsin ), [4] : 5 y la orogenia Kenoran en Canadá. [5] : 32 [6] Su duración se estima en 50 a 100 millones de años. [5] : 32 El límite actual entre estos terrenos se conoce como la zona tectónica de los Grandes Lagos (GLTZ). Esta zona tiene 50 km (30 mi) de ancho y se extiende en una línea de aproximadamente 1.200 kilómetros de largo desde el centro de Dakota del Sur , al este a través del centro de la península superior de Michigan , hasta la región de Sudbury, Ontario . La región permanece ligeramente activa en la actualidad. [5] : 214–215 El rifting en la GLTZ comenzó hace unos 2.500 millones de años al final de la orogenia Algomana.
La orogenia afectó a regiones adyacentes del norte de Minnesota y Ontario en la provincia Superior [7] [8] : 157 así como a Slave y la parte oriental de la provincia de Nain , una región de influencia mucho más amplia que en orogenias posteriores. [8] : 158 Es la orogenia datable más antigua en América del Norte [9] : 1 y puso fin al Eón Arcaico. [8] : 152 El final del Eón Arcaico marca un cambio importante en el desarrollo de la corteza terrestre : la corteza se formó esencialmente y alcanzó espesores de aproximadamente 40 km (25 mi) bajo los continentes. [8] : 158
Tectónica
La colisión entre terrenos plegó la corteza terrestre y produjo suficiente calor y presión para metamorfosear la roca existente en ese momento. Las repetidas colisiones continentales, la compresión a lo largo de un eje norte-sur y la subducción dieron como resultado el levantamiento de las montañas Algoman. [6] Esto fue seguido por intrusiones de plutones de granito [10] y domos batolíticos dentro de los gneises [11] hace unos 2700 millones de años ; [12] dos ejemplos son el granito Sacred Heart del suroeste de Minnesota y los metagabros Watersmeet Domes ( gabros metamorfoseados) que se extienden a lo largo de la frontera de Wisconsin y la península superior de Michigan . Después de que las intrusiones se solidificaron, nuevas tensiones en el cinturón de piedra verde causaron movimiento horizontal a lo largo de varias fallas y movieron enormes bloques de la corteza verticalmente en relación con los bloques adyacentes. [12] Esta combinación de plegamiento, intrusión y fallas construyó cadenas montañosas en todo el norte de Minnesota, el norte de Wisconsin, la península superior de Michigan y el extremo sur de Ontario. [12] Las rocas ígneas y metamórficas de alto grado están asociadas con la orogenia. [13]
Al extrapolar hacia arriba los estratos ahora erosionados e inclinados, los geólogos han determinado que estas montañas tenían varios kilómetros de altura. Proyecciones similares de los estratos inclinados hacia abajo, junto con mediciones geofísicas en los cinturones de rocas verdes de Canadá, sugieren que las rocas metavolcánicas y metasedimentarias de los cinturones se proyectan hacia abajo al menos unos pocos kilómetros. [5] : 32
Diorita
La acción del metamorfismo en la frontera entre los cuerpos de granito y gneis produce una sucesión de rocas volcánicas y sedimentarias metamorfoseadas llamadas cinturones de piedra verde . [5] : 31 La mayoría de las rocas volcánicas del Arcaico se concentran dentro de los cinturones de piedra verde; [14] : 45 el color verde proviene de minerales, como clorita , epidota y actinolita que se formaron durante el metamorfismo. [9] : 1 Después de que ocurrió el metamorfismo, estas rocas se plegaron y fallaron en un sistema de montañas por la orogenia Algoman. [7]
Los lechos volcánicos tienen un espesor de 8 a 9 km (26.000 a 30.000 pies). [4] : 5 Hace unos 2.700 millones de años, el cinturón de rocas verdes se vio sometido a nuevas tensiones que provocaron un movimiento a lo largo de varias fallas. La formación de fallas tanto a pequeña como a gran escala es típica de la deformación del cinturón de rocas verdes. [15] : 37 Estas fallas muestran un movimiento tanto vertical como horizontal en relación con los bloques adyacentes. [5] : 31 Las fallas a gran escala suelen producirse a lo largo de los márgenes de los cinturones de rocas verdes, donde están en contacto con rocas graníticas encerradas. [15] : 38 El movimiento vertical puede ser de miles de metros y los movimientos horizontales de muchos kilómetros se producen a lo largo de algunas zonas de fallas. [15] : 38
Hace algún tiempo antes de 2.600 millones de años , masas de magma se introdujeron debajo y dentro de las rocas ígneas y sedimentarias, calentando y presionando las rocas para metamorfosearse en piedras verdes duras y verdosas. [4] : 6 Comenzaron con erupciones de fisuras de basalto , continuaron con rocas intermedias y félsicas que brotaron de centros volcánicos y terminaron con la deposición de sedimentos de la erosión de la pila volcánica. [8] : 158 El magma ascendente fue extruido bajo un antiguo mar poco profundo donde se enfrió para formar piedras verdes almohadilladas . [11] Algunas de las almohadillas de Minnesota probablemente se enfriaron a profundidades de hasta 1.000 m (3.300 pies) y no contienen cavidades de gas ni vesículas . [5] : 26
La mayoría de los cinturones de rocas verdes, con todos sus componentes, han sido plegados en sinclinales con forma de canal ; la roca basáltica original, que estaba en la parte inferior, se encuentra en los márgenes exteriores del canal. [15] : 36 Las unidades de roca suprayacentes, más jóvenes ( riolitas y grauvacas ) se encuentran más cerca del centro del sinclinal. [15] : 36 Las rocas están tan intensamente plegadas que la mayoría han sido inclinadas casi 90°, con las partes superiores de las capas de un lado del cinturón sinclinal enfrentadas a las del otro lado; las secuencias de rocas están, en efecto, de lado. [15] : 37 El plegamiento puede ser tan complejo que una sola capa puede quedar expuesta en la superficie muchas veces por la erosión posterior. [15] : 37
Actividad volcánica
A medida que se formaban los cinturones de piedra verde, los volcanes expulsaron tefra al aire, que se asentó como sedimentos para compactarse en las grauvacas y lutitas de las formaciones Knife Lake y Lake Vermilion. [4] : 5 Las grauvacas son mezclas mal clasificadas de arcilla , mica y cuarzo que pueden derivar de la descomposición de escombros piroclásticos ; la presencia de estos escombros sugiere que alguna actividad volcánica explosiva había ocurrido anteriormente en el área. [9] : 2 El vulcanismo tuvo lugar en la superficie y las otras deformaciones tuvieron lugar a varias profundidades. [5] : 32 Numerosos terremotos acompañaron el vulcanismo y el fallamiento. [5] : 32
Provincia superior
La provincia Superior forma el núcleo tanto del continente norteamericano como del escudo canadiense, y tiene un espesor de al menos 250 km (160 mi). Sus granitos datan de hace 2.700 a 2.500 millones de años. [5] : 24 Se formó mediante la soldadura de muchos terranes pequeños , [16] : 102 cuyas edades disminuyen a medida que se alejan del núcleo. [8] : 165 Esta progresión se ilustra con la edad de las subprovincias Wabigoon, Quetico y Wawa, analizadas en sus secciones individuales. Los terranes posteriores se acoplaron en la periferia de las masas continentales con geosinclinales desarrollándose entre los núcleos fusionados y la corteza oceánica. [ 8] : 165 En general, la provincia Superior consta de cinturones de rocas predominantemente volcánicas que se extienden de este a oeste alternando con cinturones de rocas sedimentarias y gneísicas. [17]
Debido a la deformación hacia abajo a lo largo de las zonas alargadas, cada cinturón es esencialmente un gran bloque plegado o fallado hacia abajo. [5] : 25 Las áreas entre los cinturones individuales son zonas de falla que consisten en granito o gneis granítico. [5] : 25 Su parte occidental contiene un patrón regional de cinturones de piedra verde granítica y metasedimentarios (subprovincias) de 100 a 200 km (60 a 120 mi) de ancho con dirección este-oeste. [18] El manto de la provincia Superior Occidental ha permanecido intacto desde la acreción de las subprovincias hace 2.700 millones de años. [18]
Tanto el plegamiento como las fallas se pueden ver en las subprovincias de Wabigoon, Quetico y Wawa. [6] Estas tres subprovincias se encuentran linealmente en cinturones orientados al suroeste y noreste de aproximadamente 140 km (90 mi) de ancho (ver figura a la derecha). La provincia más septentrional y ancha es Wabigoon. Comienza en el centro-norte de Minnesota y continúa hacia el noreste hasta el centro de Ontario; está parcialmente interrumpida por la provincia Southern. [19] Inmediatamente al sur, la subprovincia de Quetico se extiende hasta el oeste en el centro-norte de Minnesota y se extiende más hacia el noreste. Está completamente interrumpida por una estrecha franja de la provincia Southern de 1100 a 1550 millones de años al noreste de Thunder Bay . [19] La subprovincia de Wawa es la más meridional de las tres; comienza en el centro de Minnesota, continúa al noreste hasta Thunder Bay, Ontario, Canadá (donde su frontera sur roza el norte de Thunder Bay) y luego se extiende al este más allá del Lago Superior. El límite norte continúa en dirección aproximadamente noreste, mientras que el límite sur se inclina hacia el sur para seguir la costa noreste del Lago Superior. [19]
Zonas de falla
Las tres subprovincias están separadas por zonas de cizallamiento de inclinación pronunciada causadas por la compresión continua que ocurrió durante la orogenia Algoman. [19] Estos límites son zonas de fallas importantes. [6]
El límite entre las subprovincias de Wabigoon y Quetico parece haber sido controlado también por placas en colisión y transpresiones posteriores . [20] Esta zona de falla del lago Rainy y el río Sena es una importante zona de falla de rumbo con dirección noreste-suroeste ; tiene una dirección N80°E para atravesar la parte noroeste del Parque Nacional Voyageurs en Minnesota y se extiende hacia el oeste hasta cerca de International Falls , Minnesota y Fort Frances , Ontario. La falla ha transportado rocas en el cinturón de piedra verde a una distancia considerable de su origen. El cinturón de piedra verde tiene de 2 a 3 km (0 a 0 mi) de ancho en las Islas Siete Hermanas; al oeste, la piedra verde se entrelaza con vainas de gabro anortosítico . [9] : 1 La datación radiométrica del área del lago Rainy en Ontario muestra una edad de aproximadamente 2700 millones de años, lo que favorece un modelo de placa tectónica en movimiento para la formación del límite. [20]
La falla más grande es la falla Vermilion [4] : 6 que separa las subprovincias de Quetico y Wawa. [6] Tiene una tendencia N40°E [21] y fue causada por la introducción de masas de magma. [4] : 6 La falla Vermilion se puede rastrear hacia el oeste hasta Dakota del Norte. [5] : 33 Ha tenido un movimiento horizontal de 19 km (12 mi) con el bloque norte moviéndose hacia el este y hacia arriba en relación con el bloque sur. [5] : 33 La unión entre las subprovincias de Quetico y Wawa tiene una zona de migmatita rica en biotita , una roca que tiene características de procesos tanto ígneos como metamórficos; [9] : 1 esto indica una zona de fusión parcial que solo es posible en condiciones de alta temperatura y presión. [22] Es visible como un cinturón de 500 m (1,600 pies) de ancho. [21] La mayoría de los grandes cristales aplanados en la falla indican una simple compresión en lugar de un evento de torsión, cizallamiento o rotación cuando las dos subprovincias se acoplaron. [22] Esto proporciona evidencia de que las subprovincias de Quetico y Wawa se unieron por la colisión de dos placas continentales, [22] hace aproximadamente 2.690 millones de años . [23] Las estructuras en la migmatita incluyen pliegues y foliaciones ; las foliaciones cortan a través de ambos extremos de los pliegues de la fase anterior. [21] Estas foliaciones transversales indican que la migmatita ha sufrido al menos dos períodos de deformación dúctil. [21]
Subprovincia de Wabigoon
La subprovincia de Wabigoon es una cadena de islas volcánicas anteriormente activas, [6] formada por intrusiones metavolcánicas-metasedimentarias. [24] Estas rocas metamorfoseadas son cinturones de piedra verde de origen volcánico, y están rodeadas y cortadas por plutones y batolitos graníticos. [19] Los cinturones de piedra verde de la subprovincia consisten en volcánicos félsicos, batolitos félsicos y plutones félsicos con una antigüedad de entre 3000 y 2670 millones de años. [19]
Subprovincia de Quetico
El cinturón de gneis de Quetico se extiende unos 970 km (600 mi) a través de Ontario y partes de Minnesota. Las rocas dominantes dentro del cinturón son esquistos y gneises producidos por un intenso metamorfismo de grauvacas y cantidades menores de otras rocas sedimentarias. Los sedimentos, plutones alcalinos y plutones félsicos tienen una antigüedad de entre 2690 y 2680 millones de años. [19] El metamorfismo es relativamente de grado bajo en los márgenes y de grado alto en el centro. Los componentes de grado bajo de las grauvacas se derivaron principalmente de rocas volcánicas; las rocas de grado alto son de grano más grueso y contienen minerales que reflejan temperaturas más altas. Las intrusiones graníticas dentro de los metasedimentos de grado alto se produjeron por subducción de la corteza oceánica y fusión parcial de rocas metasedimentarias. Inmediatamente al sur del Parque Nacional Voyageurs y extendiéndose hasta la falla Vermilion hay una amplia zona de transición que contiene migmatita. [15] : 46–47
El cinturón de gneis de Quetico representa una cuña de acreción que se formó en una trinchera durante la colisión de varios arcos de islas (cinturones de rocas verdes). Los límites entre el cinturón de gneis y los cinturones de rocas verdes que lo flanquean al norte y al sur son las principales zonas de fallas, las zonas de fallas de Vermilion y Rainy Lake – Seine River. [15] : 47
Subprovincia de Wawa
La subprovincia de Wawa es una cadena de islas volcánicas anteriormente activas, [6] que consiste en cinturones de piedra verde metamorfoseados que están rodeados y cortados por plutones y batolitos graníticos. [19] Estos cinturones de piedra verde consisten en volcánicos félsicos, batolitos félsicos, plutones félsicos y sedimentos con una antigüedad de entre 2.700 y 2.670 millones de años. [19]
El tipo de roca predominante es una tonalita hornblenda foliada, de grano grueso y color blanco . [21] Los minerales en la tonalita son cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino y hornblenda. [21]
Provincia esclavista
En extensas regiones de la provincia de Slave, en el norte de Canadá, el magma que luego se convirtió en batolitos calentó la roca circundante para crear regiones metamórficas llamadas aureolas hace unos 2575 millones de años. Estas regiones suelen tener entre 10 y 15 km (6 a 9 mi) de ancho. La creación de aureolas fue un proceso continuo, pero se pueden correlacionar tres fases metamórficas reconocibles con fases de deformación establecidas. El ciclo comenzó con una fase de deformación no acompañada de metamorfismo. Esto evolucionó hacia la segunda fase acompañada de un amplio metamorfismo regional a medida que comenzó el domo térmico. Con el continuo aumento de las isotermas, la tercera fase produjo un plegamiento menor pero causó una recristalización metamórfica importante, lo que resultó en el emplazamiento de granito en el núcleo del domo térmico. Esta fase se produjo a menor presión debido a la descarga erosiva, pero las temperaturas fueron más extremas, llegando hasta aproximadamente 700 °C (1300 °F). Una vez completada la deformación, el domo térmico se desintegró; Durante esta fase de descomposición se produjeron cambios mineralógicos menores. Desde entonces, la región se ha mantenido prácticamente estable. [25]
La geocronología de varias unidades rocosas del Arcaico establece una secuencia de eventos, de aproximadamente 75 millones de años de duración, que conducen a la formación de un nuevo segmento de la corteza. Las rocas más antiguas, de 2.650 millones de años, son metavolcánicas básicas con características en gran parte calcoalcalinas. La datación radiométrica indica que se registran edades de 2.640 a 2.620 millones de años para los batolitos de diorita de cuarzo sincinemáticos y de 2.590 a 2.100 millones de años para los principales cuerpos de cinemática tardía. Las adamelitas pegmatíticas , de 2.575 ± 25 millones de años, son las unidades plutónicas más jóvenes. [26]
Se han estudiado metagrauvacas y metapelitas de dos áreas que atraviesan una de estas aureolas cerca de Yellowknife . [25] La mayoría de las rocas de la provincia Slave son graníticas con rocas metasedimentarias y volcánicas metamorfoseadas de Yellowknife. Las edades isotópicas de estas rocas son de alrededor de 2.500 millones de años , la época de la orogenia de Kenor. Las rocas que comprenden la provincia Slave representan un alto grado de metamorfismo, intrusión y removilización del basamento típico de los terrenos del Arcaico. Las migmatitas, las rocas batolíticas intrusivas y metamórficas granulíticas muestran foliación y bandas compositivas; las rocas son uniformemente duras y tan completamente deformadas que existe poca foliación. La mayoría de los metasedimentos del supergrupo Yellowknife están fuertemente plegados ( isoclinales ) o se encuentran en anticlinales hundidos . [14] : 37
Provincia de Nain
Las rocas del Arcaico que forman la provincia de Nain en el noreste de Canadá y Groenlandia están separadas del terreno Superior por una estrecha banda de rocas removilizadas. [16] : 102 Groenlandia se separó de América del Norte hace menos de 100 millones de años y sus terrenos precámbricos se alinean con los de Canadá en el lado opuesto de la bahía de Baffin. [16] : 102 El extremo sur de Groenlandia es parte de la provincia de Nain, esto significa que estaba conectada a América del Norte al final del orógeno de Kenoran. [16] : 102
Véase también
- Cratón Superior : gran bloque de corteza en América del Norte
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