evolución geodinámica de los andes centrales (28º-38º s) durante el paleozoico

7/25/2019 Evolución geodinámica de los Andes centrales (28º-38º S) durante el Paleozoico

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Evolución geodinámica de los Andes centrales (28º-38º S)durante el Paleozoico

Nemesio Heredia 1*, Pere Busquets 2, Reynaldo Charrier 3, Ferrán Colombo 2, Andrés Cuesta 4, Pedro Farias 4, GloriaGallastegui 1, Joaquín García-Sansegundo 4, Raúl E. Giacosa 5, Laura B. Giambiagi6, Víctor A. Ramos7, Álvaro Rubio4

1Instituto Geológico y Minero de España (Oviedo, España),

2 Universidad de Barcelona (Barcelona, España)

3 Universidad de

Chile (Santiago, Chile), 4 Universidad de Oviedo (Oviedo, España), 5 IGRM-SEGEMAR. (General Roca, Argentina),6 IANIGLA-CONICET (Mendoza, Argentina), 7 Instituto de Estudios Andinos, UBA-CONICET (Buenos Aires, Argentina)

*email: [email protected]

Resumen. Se presenta un modelo de evolucióngeodinámica paleozoica para el sector de los Andesargentino-chilenos situado a los 28º-38º S, donde tuvieronlugar hasta tres procesos subductivos, de los cuales losdos más antiguos (Famatiniano y Chánico) culminaron condos orogenias colisionales, mientras que el más reciente(Gondwánico) es el precursor de la actual subducciónandina. Este modelo es solo válido para estas latitudes ya

que hacia el N y S desaparece el fragmento continentalsobre el que evolucionó el ciclo Chánico: Occidentalia o supar equivalente Chilenia-Cuyania y el ciclo Gondwánicomigra en ambos sentidos hacia tipos colisionales.

Palabras Claves: Andes, Geodinámica, Paleozoico, CicloFamatiniano, Ciclo Chánico, Ciclo Gondwánico

1 Introducción

Durante el Paleozoico y entre los 28º y 38º de latitud S, losAndes se estructuraron durante los ciclos orogénicosFamatiniano, Chánico y Gondwánico (Ramos, 1988),desarrollados sobre el antiguo margen SO de Gondwana yque culminan respectivamente con las orogeniasFamatiniana (Ordovícico Inferior-Silúrico), Chánica(Devónico Inferior-Carbonífero inferior) y San Rafael oGondwánica (Carbonífero superior-Pérmico medio).

2 Evolución geodinámica

La evolución geológica de este sector de los Andescentrales comenzó durante el Proterozoico superior conuna etapa de rift que tuvo lugar dentro del denominadoterreno Occidentalia, que tiene afinidades laurénticas.Dicho proceso extensional dio lugar a la apertura de un

pequeño océano hacia el sur, que permitió la separación dedos nuevos y pequeños terrenos: Cuyania y Chilenia (Fig.1A). Hacia el norte, este proceso se abortó y amboscontinentes quedaron separados solamente por un marepicontinental situado sobre la corteza continentaladelgazada de Occidentalia (González-Menéndez et al.,2013), que al igual que los dos márgenes pasivos situadosmás al sur, contiene abundantes intercalaciones de rocasígneas básicas. En el Ordovícico Medio, el margen pasivooriental de Cuyania/Occidentalia colisionó con Gondwana

(antiguo terreno Pampia, Fig. 1A) dando lugar a laorogenia Famatiniana, mientras que la corteza oceánicaentre Chilenia y Cuyania seguía creciendo. El cinturónorogénico famatiniano tiene doble vergencia y unaorientación NNO-SSE (Fig. 1B). La rama oriental de esteorógeno se desarrolló en el margen de Gondwana, fueradel sector andino (Sierras Pampeanas), y conserva en suszonas internas estructuras y rocas ígneas precolisionalesdel Ordovícico Inferior, pertenecientes al arco magmáticoque se situaba sobre la subducción famatiniana. Su ramaoccidental, se desarrolló sobre Occidentalia/Cuyania,afectando a la parte andina solo en la parte norte de laPrecordillera, en la que llegó a alcanzar a la PrecordilleraCentral y donde se reconocen diversas evidencias dedeformación famatiniana (sobre todo en la PrecordilleraOriental), tales como estructuras con vergencia oeste yrocas sedimentarias sinorogénicas de edades ordovícico-silúricas. Por otra parte, no existen muchas evidencias dedeformación famatiniana en el resto de la Precordillera, nien su prolongación hacia el S, el Bloque de San Rafael,sectores que debieron formar parte del antepaís

famatiniano occidental que se prolongaba hasta el margen pasivo de Cuyania. Sin embargo, la ligera disconformidaden el Silúrico observable en estas zonas podríainterpretarse como una respuesta al levantamiento de lacordillera Famatiniana, la cual debió aportar sedimentostanto al rift de Occidentalia como al propio margen pasivo.En el Silúrico tardío ( ! 420 Ma), se inicia una subducciónen el margen oriental de Chilenia (subducción chánica) quecoincide con el fin de la orogenia Famatiniana (Fig. 1B).

Durante el Devónico, la subducción chánica dio lugar a un prisma de acreción y a un arco magmático incipiente en elmargen oriental de Chilenia (Fig. 1C). En dicho prisma se

desarrolló un sistema de acreción basal durante elDevónico Medio, en el que rocas sedimentarias e ígneasdel margen de Chilenia y fragmentos de la cortezaoceánica subducida se deformaron en condiciones de alta

presión (Willner et al., 2011). Por otro lado, rocas plutónicas del Devónico Inferior evidencian unemplazamiento simultáneo con la deformación, lo cualindicaría el incipiente desarrollo de un orógeno de tipoAndino en dicho margen a principios de ese periodo(orógeno Chánico precolisional). Mientras tanto, en elmargen pasivo occidental de Cuyania la sedimentación



paleozoica se mantuvo casi sin interrupciones, salvo por larelacionada con la disconformidad silúrica, hasta elDevónico Superior. A partir del Devónico Superior, lacolisión del margen oriental de Chilenia conCuyania/Gondwana y la inversión del rift de Occidentaliadieron lugar al orógeno Chánico propiamente dicho, cuyadeformación, metamórfismo y magmatismo son másintensos hacia el sur, donde presentan unas zonas internas

bien desarrolladas (García-Sansegundo et al., 2014b). Laorogenia colisional chánica permitió el emplazamiento del

prisma de acreción chánico sobre el margen de Chilenia(Complejo Guarguaraz, CG en Fig. 1D) y de retazos nosubducidos de corteza oceánica y de fragmentos deChilenia sobre Cuyania (Giambiagi et al., 2014). Durantela orogenia Chánica se depositan secuencias sedimentariassinorogénicas marina y continentales no muy espesas, queafloran principalmente en la Precordillera (Colombo et al.,2014) y que en su base contienen abundantes clastos derocas ígneas (Gallastegui et al., 2014) procedentes delmagmatismo chánico de la Cordillera Frontal(Chilenia/Occidentalia). El cinturón orogénico chánico

presenta un trazado N-S y doble vergencia, típica de losorógenos colisionales; dicha vergencia es hacia el este ensu rama oriental, desarrollada sobre Cuyania(Precordillera), y hacia el oeste en su rama occidental,desarrollada sobre Chilenia (Alta Cordillera) (Fig. 1D). Larama oriental del orógeno Chánico es la mejor conservada,

pudiéndose conocer aproximadamente el alcance de sufrente orogénico. Efectivamente, sobre el antepaís orientalno deformado las series devónicas y carboníferas se handepositado concordantemente (Fig. 1D), lo cual se observaya en la parte media de la Precordillera Central. Por elcontrario, la rama occidental del orógeno Chánico afloramuy fragmentada; si bien sus dimensiones pueden ser

también estimadas por la presencia concordante de dichasseries en la costa de Chile, lo que indica que nosencontramos en el antepaís chánico occidental (Fig. 1D).

Con el inicio durante el Carbonífero inferior de una nuevasubducción, bajo el antiguo margen occidental de Chilenia(Fig. 1D), finaliza el orógeno Chánico ( ! 340 Ma) ycomienza el ciclo Gondwánico. A partir de este momento,hacia el E se produce una rápida erosión de la cordillerachánica a la vez que, en relación con un procesoextensional, se forman varias cuencas sedimentarias condepocentros locales (Fig. 1D). En estas cuencas sedepositaron series volcano-sedimentarias como las que

afloran en el S de la Cordillera Frontal (CV en Fig. 1D) oen la Precordillera Norte. Más tarde, durante elCarbonífero superior se relaja el proceso extensional y lacuenca se expande a la vez que el aporte volcánicodisminuye (Giacosa et al., 2014). La continuidad lateral deesta cuenca se ve interrumpida por la formación de altosestructurales (horst), como la Protoprecordillera, en los quelos depósitos de series carboníferas preorogénicas sonescasos. Además durante este periodo se inicia laformación del arco magmático gondwánico (batolito de laCosta, Fig. 1E), activo hasta el final del Carbonífero.

A finales del Carbonífero y en relación con estasubducción da comienzo a la orogenia San Rafael. Esteorógeno tiene trazado N-S, una marcada vergencia al E yno muestra un buen desarrollo de zonas internas, como eshabitual en los orógenos no colisionales. Durante elPérmico inferior en la parte norte de este orógeno lasubducción se hizo más plana, con lo que la deformaciónmigró rápidamente hacia el E, como el arco magmático, elcual dio lugar al batolito del Elqui-Limarí y llegó aalcanzar la Precordillera (Fig. 1F). Sin embargo, en la parteaustral la subducción permaneció constante, con lo que elfrente orogénico avanzó menos hacia el E y el batolito dela Costa se mantuvo inactivo y cerca de su posiciónoriginal (Fig. 1F) hasta el fin de la orogenia San Rafael enel Pérmico inferior ( ! 287 Ma). En dicha parte austral, estaorogenia está relacionada con la probable acreción de uncordón de islas oceánicas (Hyppolito et al., 2014) que

permitieron la exhumación del prisma de acreción basal ysu emplazamiento sobre la cuenca de antearco. En el norte,la orogenia siguió durante el Pérmico inferior-medio (hasta! 260 Ma) asociada con un empinamiento y posterior

bloqueo de la subducción. Esto pudo deberse a la colisiónde un extenso relieve oceánico (plateau oceánico de la Fig.1F) que hizo migrar, ahora hacia el O, el magmatismo y ladeformación (García-Sansegundo et al., 2014a), quedandoesta última restringida a las cercanías de la trinchera. Así,restos del prisma de acreción basal y fragmentos de cortezaoceánica subducida fueron emplazados sobre la cuenca deantearco, mientras que en la mayor parte de este sector delos Andes el orógeno Gondwánico se colapsaba desde los! 275 Ma. Este colapso dio lugar a cuencas extensionalesmuy subsidentes que se rellenan con las gruesas secuenciasvolcánicas del Grupo Choiyoi y al emplazamiento de losequivalentes intrusivos de este, como el batolito de

Colangüil. Las series sinorogénicas gondwánicas son muy potentes y contienen rocas volcánicas. En el retroarco(Cordillera Frontal y Precordillera) llegan hasta el Pérmicoinferior, son de origen continental y migran junto con ladeformación hacia el E, apoyándose tanto sobre las series

preorogénicas como sobre los antiguos relievesextensionales de tipo Protoprecordillera (Heredia et al.,2012). Además contienen numerosas intercalacionesvolcánicas (Busquets et al., 2013) y conservan el único

paleobosque de esa edad en toda Suramérica (Césari et al.,2012). Por el contrario en el antearco (costa chilena) lasseries son marinas y llegan hasta el Pérmico medio.Cuando la orogenia San Rafael concluye en el Pérmicomedio ( ! 260 Ma) todo el margen queda en extensión,terminando de depositarse el Grupo Choiyoi. Este gruporeposa discordante sobre el resto del Paleozoico y marca elinicio del ciclo Andino.

Los extremos N y S de este segmento de los Andescoincide con los actuales lineamientos de Valle Ancho yHuincul, respectivamente (VAL y HL en Fig. 1). Estoslineamientos andinos deben corresponder en el basamentocon la máxima extensión del terreno Occidentalia o de susequivalentes Cuyania-Chilenia y también con el tránsitodel orógeno Gondwánico hacia tipos colisionales.



Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado con los proyectosPaleoAndes I y II (CGL2006-12415-CO3 y CGL2009-13706-CO3) y Torandes (CGL2012-38396-C03) del Plan

Nacional de I+D+i de España y Fondos FEDER de la UE.

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Sansegundo, J.; Fernández, C.; Stier, S.; Pérez, D.; Bechis, F.;Moreiras, S.M.; Lossada, A. 2014. Reactivation of Paleozoicstructures during Cenozoic deformation in the Cordón del Plataand Southern Precordillera ranges (Mendoza, Argentina). Journalof Iberian Geology 40 (2): 309-320.

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Figura 1. Evolución geodinámica paleozoica de los Andes y su antepaís entre los 28º y 38º S. Lineamientos: HL- Huincul, VAL- ValleAncho. Cuencas de retrocuña: 1-Arrayán, 2- Río Blanco, 3- Paganzo, 4- Chaco-Paraná, 5- San Rafael. Las flechas señalan la vergencia delas estructuras principales,: Famatinianas en negro, Chánicas en rojo y Gondwánicas en azul. CG - Complejo Guarguaraz (HP-LT).

G o n d w a n a ( P a m

p i a )

CuyaniaChilenia

Occidentalia

28º S

38’S

Ordovícico Inferior (475 Ma) Silúrico inferior (435 Ma) Devónico Inferior (395 Ma)

Carbonífero inferior (340 Ma) Carbonífero superior (300 Ma) Pérmico inferior (275 Ma)

Protoprecordillera

HLHL HL

HLHL

HL

38’S

28º S

Orógeno Famatiniano

Frentegondwánicoinactivo

Sutura famatiniana

Sutura chánicaFutura

subducciónandina

Zona desubducciónfamatiniana

Zona de subducciónchánica

plateauoceánico

Arcomagmático chánico

(405-370 Ma)

Eje del rift

MagmatismoCordillera del Viento (CV)

(328-325 Ma)

Alto Pampeano

2 31 4

A B C

D E F

Zona sindeformaciónpre-gondwánica

5

Batolito del Elqui-Limarí(330-326 / 301-284 Ma)

Batolito dela Costa

(320-300 Ma)

Cortezaoceánica Sutura

placa superior Frente Orogénico Arco magmaticoMargen pasivo

Gondwana

Chilenia

4 Cuencas de retrocuña

VAL

VAL

Margen Activoplaca inferior

Eje del rift

Sutura famatiniana

Zona de subduccióngondwánica

Orógeno Chánico

Batolito dela Costa

islasoceánicas

Magmatismo Precordillerano(280-275 Ma)

Arcomagmático famatiniano

(486-467 Ma)

Gondwana

Frentegondwánicoactivo

CG

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