Orogenia - Orogeny

Províncias geológicas do mundo ( USGS )

A orogenia é o principal mecanismo pelo qual as montanhas são formadas nos continentes. Uma orogenia é um evento que ocorre em uma margem convergente da placa quando o movimento da placa comprime a margem. Isso leva à deformação estrutural e à diferenciação composicional da litosfera terrestre ( crosta e manto superior ). Um cinturão orogênico ou orógeno se desenvolve à medida que a placa comprimida se enruga e é elevada para formar uma ou mais cadeias de montanhas ; isso envolve uma série de processos geológicos chamados coletivamente de orogênese . Um processo ou evento sinorogênico é aquele que ocorre durante uma orogenia.

A palavra "orogeny" ( / ɒr ɔː ə n i / ) vem do grego antigo ( ὄρος , Óros , lit. '' montanha '' + γένεσις , génesis , lit. 'criação, origem' ''). Embora tenha sido usado antes dele, o termo foi empregado pelo geólogo americano GK Gilbert em 1890 para descrever o processo de construção de montanhas como distinto da epeirogenia .

Tectônica

Dois processos que podem contribuir para a formação de orógenos. Superior: delaminação de raízes orogênicas na astenosfera ; Abaixo: Subdução da placa litosférica às profundidades do manto. Os dois processos levam a rochas metamórficas localizadas de forma diferente (bolhas no diagrama), fornecendo evidências de qual processo realmente ocorreu nas margens da placa convergente.
Subdução de uma placa oceânica abaixo de uma placa continental para formar um orógeno de acréscimo. (exemplo: os Andes )
Colisão continental de duas placas continentais para formar um orógeno colisional. Normalmente, a crosta continental é subduzida para profundidades litosféricas para metamorfismo de fácies xisto azul a eclogito e, em seguida, exumada ao longo do mesmo canal de subducção. (exemplo: Himalaia )

A orogenia ocorre nas margens convergentes dos continentes. A convergência pode assumir a forma de subdução (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 crátons continentais . Jovens cinturões orogênicos, nos quais ainda ocorre subducção, são caracterizados por frequentes atividades vulcânicas e terremotos . Cinturões orogênicos mais antigos são tipicamente profundamente erodidos para expor estratos deslocados e deformados . Estes são frequentemente altamente metamorfoseados e incluem vastos corpos de rocha ígnea intrusiva chamados de batólitos .

As zonas de subducção consomem a crosta , 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 subdução 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 trincheira oceânica associada com a zona de subducção. A Cordilheira dos Andes é um exemplo de cinturão orogênico não colisional, e esses cinturões às vezes são chamados de orógenos do tipo andino .

Conforme a subducção continua, arcos insulares , fragmentos continentais e material oceânico podem gradualmente se acumular na margem continental. Este é um dos principais mecanismos pelos quais os continentes cresceram. Um orógeno formado por fragmentos da crosta terrestre ( terranos ) acumulados ao longo de um longo período de tempo, sem qualquer indicação de uma grande colisão continente-continente, é chamado de orógeno de acréscimo. A Cordilheira da América do Norte 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 subdutora chegando à zona de subducção. Isso termina a subducção e transforma o orógeno de acréscimo em um orógeno colisional do tipo Himalaia . A orogenia colisional pode produzir montanhas extremamente altas, como vem ocorrendo no Himalaia nos últimos 65 milhões de anos.

Os processos de orogenia podem levar dezenas de milhões de anos e construir montanhas do que antes eram bacias sedimentares . A atividade ao longo de um cinturão orogênico pode ter uma vida extremamente longa. Por exemplo, grande parte do porão subjacente aos Estados Unidos pertence às Províncias Proterozóicas Transcontinentais, que se formaram em Laurentia (o antigo coração da América do Norte) ao longo de 200 milhões de anos no Paleoproterozóico . As orogenias Yavapai e Mazatzal eram picos de atividade orogênica durante este tempo. Estes fizeram parte de um longo período de atividade orogênica que incluiu a orogenia Picuris e culminou na orogenia Grenville , com duração de 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 a orogenia Sevier e culminando com a orogenia Laramide . A orogenia Laramide sozinha durou 40 milhões de anos, de 75 milhões a 35 milhões de anos atrás.

Orogens

O Sistema da Bacia de Foreland

Os orógenos apresentam uma grande variedade de características, mas podem ser amplamente divididos em orógenos colisionais e orógenos não colisionais (orógenos do tipo andino). Os orógenos colisionais podem ser divididos ainda se a colisão for com um segundo continente ou um fragmento continental ou arco insular. Colisões repetidas do último tipo, sem nenhuma evidência de colisão com um continente principal ou fechamento de uma bacia oceânica, resultam em um orógeno de acréscimo. Exemplos de orógenos decorrentes da colisão de um arco de ilha com um continente incluem Taiwan e a colisão da Austrália com o arco de Banda . Os orógenos que surgem de colisões continente-continente podem ser divididos em que envolvem o fechamento do oceano (orógenos do tipo Himalaia) e aqueles que envolvem colisões visuais sem fechamento de bacia oceânica (como está ocorrendo hoje nos Alpes do Sul da Nova Zelândia).

Os orógenos têm uma estrutura característica, embora mostre uma variação considerável. Uma bacia foreland forma-se à frente do orógeno devido principalmente ao carregamento e flexão resultante da litosfera pelo cinturão de montanhas em desenvolvimento. Uma bacia de foreland típica é subdividida em uma bacia de topo em cunha acima da cunha orogênica ativa, a proa imediatamente além da frente ativa, um forebulge alto de origem flexural e uma área de bojo posterior além, embora nem todos estes estejam presentes em todas as áreas de foreland. - sistemas de bacia. A bacia migra com a frente orogênica e os sedimentos da bacia anterior, depositados no início, tornam-se progressivamente envolvidos em dobras e impulsos. Os sedimentos depositados na bacia do foreland são principalmente derivados da erosão das rochas que se elevam ativamente da cordilheira, embora alguns sedimentos derivem do foreland. O preenchimento de muitas dessas bacias mostra uma mudança no tempo de sedimentos marinhos de águas profundas ( estilo flysch ) através de águas rasas para sedimentos continentais ( estilo molasse ).

Enquanto orogênios ativos são encontrados nas margens dos continentes atuais, orogenias inativas mais antigas, como Algoman , Penokean e Antler , são representadas por rochas deformadas e metamorfoseadas com bacias sedimentares mais para o interior.

Ciclo orogênico

Muito antes da aceitação das placas tectônicas , os geólogos encontraram evidências dentro de muitos orógenos de ciclos repetidos de deposição, deformação, espessamento da crosta e formação de montanhas, e desbaste da crosta para formar novas bacias deposicionais. Esses foram chamados de ciclos orogênicos , e várias teorias foram propostas para explicá-los. O geólogo canadense Tuzo Wilson apresentou pela primeira vez uma interpretação das placas tectônicas dos ciclos orogênicos, agora conhecidos como ciclos de Wilson. Wilson propôs que os ciclos orogênicos representavam a abertura e o fechamento periódico de uma bacia oceânica, com cada estágio do processo deixando seu registro característico nas rochas do orógeno.

Rifting continental

O ciclo de Wilson começa quando a crosta continental anteriormente estável fica sob tensão devido a uma mudança na convecção do manto. Ocorre a fragmentação continental , 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 rift e, à medida que a crosta continental se separa completamente, a sedimentação marinha rasa dá lugar a uma sedimentação marinha profunda na crosta marginal diluída dos dois continentes.

Expansão dos fundos oceânicos

À medida que os dois continentes se separam, a expansão do fundo do mar começou ao longo do eixo de uma nova bacia oceânica. Os sedimentos marinhos profundos continuam a se acumular ao longo das margens continentais estreitas, que agora são margens passivas .

Subdução

Em algum ponto, a subducção é iniciada ao longo de uma ou ambas as margens continentais da bacia oceânica, produzindo um arco vulcânico e possivelmente um orógeno do tipo andino ao longo dessa margem continental. Isso produz deformação das margens continentais e possivelmente espessamento da crosta terrestre e formação de montanhas.

Construção de montanha

Um exemplo de deformação superficial ( falha de impulso ) da Orogenia Sevier em Montana . Observe o Madison Limestone branco repetido, com um exemplo em primeiro plano (que pinça com a distância) e outro no canto superior direito e no topo da imagem.

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 na deformação generalizada da crosta da margem continental ( tectônica de empuxo ). Isso assume a forma de dobramento da crosta dúctil mais profunda e falha de impulso na crosta frágil superior.

O espessamento da crosta eleva montanhas pelo 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 flutuantes ascendentes exercidas pelo manto denso subjacente .

Porções de orógenos também podem sofrer elevação como resultado da delaminação da litosfera orogênica , na qual uma porção instável da raiz litosférica fria goteja 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 com blocos de falhas experimentou uma elevação renovada e um magmatismo abundante após uma delaminação da raiz orogênica abaixo delas.

O Monte Rundle na Rodovia Trans-Canada entre Banff e Canmore fornece um exemplo clássico de um corte de montanha em rochas com camadas profundas. Há milhões de anos, uma colisão causou uma orogenia, forçando as camadas horizontais de uma crosta oceânica antiga a se projetarem em um 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 são expostas.

Embora a construção de montanhas ocorra principalmente em orógenos, vários mecanismos secundários são capazes de produzir cadeias de montanhas substanciais. Áreas que estão se separando, como 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 , as curvas de restrição resultam em regiões de encurtamento crustal localizado e formação de montanha sem uma orogenia da margem da placa. O vulcanismo de pontos quentes resulta na formação de montanhas isoladas e cadeias de montanhas que parecem não estar necessariamente nos limites das placas tectônicas atuais, mas são essencialmente o produto do tectonismo de placas. Da mesma forma, soerguimento e erosão relacionados à epeirogênese (movimentos verticais em grande escala de porções de continentes sem muito dobramento, metamorfismo ou deformação associados) podem criar elevações topográficas locais.

Fechamento da bacia do oceano

Eventualmente, a propagação 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 de rocha sobrejacente podem trazer estratos profundamente enterrados à superfície. O processo erosivo é denominado desabrochar . A erosão remove inevitavelmente grande parte das montanhas, expondo o núcleo ou as raízes da montanha ( rochas metamórficas trazidas à superfície de uma profundidade de vários quilômetros). Os movimentos isostáticos podem ajudar no desabrochar, 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 de sedimentos mais jovens que são empurrados para cima deles e que mergulham para longe do núcleo orogênico.

Um orógeno pode ser quase completamente erodido e apenas reconhecível pelo estudo de rochas (antigas) que apresentam traços de orogênese. Orogênios são geralmente tratos de rocha longos, finos e arqueados que têm uma estrutura linear pronunciada, resultando em terranos ou blocos de rochas deformadas, geralmente separados por zonas de sutura ou falhas de impulso de mergulho . Essas falhas de empuxo carregam fatias relativamente finas de rocha (que são chamadas de nappes ou folhas de empuxo 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 dos conceitos geológicos durante o século 19, 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 erudito dominicano do século 13 Albert, o Grande, postulou que, como era sabido que ocorria a erosão, deveria haver algum processo pelo qual novas montanhas e outras formas de terra 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. Orogenia foi usada por Amanz Gressly (1840) e Jules Thurmann (1854) como orogênica em termos da criação de elevações de montanhas, já que o termo construção de montanhas ainda era usado para descrever os processos. Elie de Beaumont (1852) usou a evocativa teoria "Jaws of a Vise" 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 basicamente sustentava que as montanhas foram criadas pelo aperto de certas rochas. Eduard Suess (1875) reconheceu a importância do movimento horizontal das rochas. O conceito de um geossinclinal 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 a construção de montanhas. Em retrospecto, podemos descartar a conjectura de Dana de que essa contração foi devido ao resfriamento da Terra (também conhecida como teoria do resfriamento 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 contestada por proponentes de 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 de dobra tipo nappe .

Em termos de reconhecimento de orogenia como um evento , Leopold von Buch (1855) reconheceu que orogenias poderiam ser colocadas no tempo entre a rocha deformada mais jovem e a rocha não deformada mais antiga, um princípio que ainda está 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 América do Norte, HJ Zwart (1967) propôs três tipos de orógenos em relação ao ambiente e estilo tectônico: Cordillerótipo, Alpinótipo e Hercinótipo. Sua proposta foi revisada por WS Pitcher em 1979 em termos de relação com ocorrências de granito. Cawood et al. (2009) categorizaram os cinturões orogênicos em três tipos: acrescidos, colisionais e intracratônicos. Observe que os orógenos de acreção e colisão se desenvolveram nas margens convergentes da placa. Em contraste, os orógenos Hercynotype geralmente apresentam características semelhantes aos orógenos intracratônicos, intracontinentais, extensionais e ultraquentes, todos desenvolvidos em sistemas de descolamento continental em margens de placas convergentes.

  1. Orógenos adicionais, que foram produzidos pela subdução de uma placa oceânica abaixo de uma placa continental para vulcanismo de arco. Eles são dominados por rochas ígneas cálcio-alcalinas e séries de fácies metamórficas de alto T / baixo P em gradientes térmicos elevados de> 30 ° C / km. Há uma falta generalizada de ofiolitos, migmatitos e sedimentos abissais. Os exemplos típicos são todos os orógenos circun-pacíficos contendo arcos continentais.
  2. Orógenos colisionais, que foram produzidos pela subducção de um bloco continental abaixo do outro bloco continental com a ausência de vulcanismo em arco. Eles são tipificados pela ocorrência de zonas metamórficas de fácies xisto azul a eclogita, indicando metamorfismo alto-P / baixo-T em gradientes térmicos baixos de <10 ° C / km. Peridotitos orogênicos estão presentes, mas volumetricamente menores, e granitos sin-colisionais e migmatitos também são raros ou de menor extensão. Exemplos típicos são os orógenos Alpes-Himalaia na margem sul do continente euro-asiático e os orógenos Dabie-Sulu no centro-leste da China.

Veja também

  • Biogeografia  - Estudo da distribuição de espécies e ecossistemas no espaço geográfico e ao longo do tempo geológico
  • Mecânica de falhas  - Campo de estudo que investiga o comportamento de falhas geológicas
  • Montanhas dobradas  - montanhas formadas por compressão compressiva das camadas de rocha
  • Guyot  - montanha vulcânica subaquática isolada de topo plano
  • Lista de orogenias  - Eventos conhecidos de construção de montanhas da história da Terra
  • Convecção do manto  - O movimento lento do manto sólido da Terra causado por correntes de convecção que transportam calor do interior do planeta para sua superfície
  • Elevação tectônica  - A parte da elevação geológica total da superfície terrestre média que não é atribuível a uma resposta isostática ao descarregamento
  • Movimento epirogênico  - Upheavals ou depressões de terra exibindo comprimentos de onda longos e pouco dobramento

Referências

Leitura adicional

links externos