Supercontinente colombiano

El supercontinente colombiano es un supercontinente formado entre 1800 y 1500 Ma. La evidencia clave de su existencia proviene del este de la India y de la región de Columbia en América del Norte. Por lo tanto, Rogers et al (2002) denominaron a este supercontinente supercontinente colombiano. Debido a la orogenia que comenzó en 1900 Ma, los tres grupos continentales preexistentes de Ur, Nena y Atlántica (Atlántico) convergieron gradualmente para formar un supercontinente. Este proceso continuó hasta 1500 Ma, formando el supercontinente colombiano que se muestra en la Figura 8-2. El continente es un mapa restaurado de 1500 Ma.

El supercontinente colombiano contiene tres grupos de masas terrestres, a saber, Ur, Nena y Atlántica. La palabra Ur es el prefijo del alemán, que significa "original" al mismo tiempo, la palabra es también el nombre de la ciudad más antigua del mundo; Ur originalmente incluía cuatro cratones, incluidos West Dharwar y Singhbhum en India, Kapavaal en Sudáfrica y Pilbara en Australia Occidental. Convergieron alrededor de 3000 Ma. Cratones como Bhandara en India, Zimbabwe en Sudáfrica, Yilgarn en Australia Occidental y la costa este de la Antártida convergieron en el grupo de masa continental de Ur existente hace 2500 Ma, convirtiéndose en el "grupo de masa continental de Ur expandido". El segundo grupo continental se llama Nena, que es el continente norte compuesto por América del Norte, Siberia y Groenlandia hace 2500 Ma, más el collage del Báltico y el crecimiento del margen continental de América del Norte hace 2000 Ma (Figura. 8-3). El tercero se llama grupo continental atlántico, que se formó a partir de América del Sur y África occidental hace unos 2.000 millones de años. Los tres grandes grupos de masas terrestres mencionados anteriormente se acercaron gradualmente a través de la formación de cinturones orogénicos entre 1900 y 1500 Ma, formando el supercontinente colombiano.

Figura 8-2 Mapa de Restauración del supercontinente colombiano

Figura 8-3 Grupo de bloques continentales Nena

Con el Continente Unido del Paleozoico Tardío y el Neoproterozoico Medio La diferencia en los principios de la reconstrucción del supercontinente Rodinia es que en la reconstrucción del supercontinente colombiano básicamente no hay datos paleomagnéticos y paleontológicos, y se pone más énfasis en la importancia del rifting y la orogenia. Rogers et al. (2002) desarrollaron la evidencia para reconstruir el supercontinente colombiano a partir de los siguientes cuatro aspectos: ruptura entre el oeste de América del Norte y la India, evidencia de ruptura y ruptura del supercontinente colombiano, el oeste de América del Norte y la India. Orogenia entre Australia y Antártida oriental y crecimiento a lo largo de los márgenes continentales del este de América del Norte/Báltico, el suroeste de América del Norte y el margen occidental del Amazonas en América del Sur.

Ya a finales de la década de 1980, Hoffman (1988) enfatizó que la orogenia Paleoproterozoica de 2000-1800 Ma fue un evento geológico supercontinental. Creía que los seis cratones arcaicos de América del Norte finalmente se unieron mediante la orogenia paleoproterozoica. El cratón Arcaico en el Escudo Báltico también se debió a la formación de cinturones plegados y cinturones de napa por la orogenia Kola-Karelian de 2000 a 1900 Ma, lo que resultó en la unión de los cratones Kola y Karelian (Balling, 1995). La colisión y sutura de los cratones Yilgarn y Pilbara de Australia se produjeron durante la orogenia de Capricornio a finales del Paleoproterozoico. Su unión formó el Cratón de Australia Occidental, mientras que la orogenia de Barramundi en el norte de Australia se produjo entre 1880 y 1850 Ma (Myers, 1993). Aunque los orógenos paleoproterozoicos están tan extendidos en todos los continentes, la evidencia de la existencia de orógenos intercontinentales es muy limitada. La posible evidencia proviene de áreas adyacentes a lo largo del borde occidental de América del Norte, el este de la India, el sur de Australia Occidental y la Antártida Oriental, a lo largo de la sutura de los márgenes de los bloques continentales de Ur y Nena, un evento anterior al evento de desintegración que ocurrió entre 1500 y 1400. Mamá. Además, a lo largo del este de América del Norte/Báltica, el suroeste de América del Norte y el margen occidental del Amazonas, hay un crecimiento significativo fuera del margen continental, representado por batolitos plutónicos que se introducen en rocas supracrustales metamórficas. Por ejemplo, un gran número de batolitos en la provincia ígnea de Ketilidian y la provincia ígnea de Labrador Makkovik en Groenlandia se formaron principalmente entre 1800 y 1600 Ma.

Los orógenos Yavapai y Mazatzal en el suroeste de Estados Unidos contienen una serie de arcos de acreción y rocas supracrustales del margen continental. El batolito de roca intrusiva se formó entre 1800 y 1700 Ma. La Amazonia occidental también experimentó el crecimiento del margen continental durante el mismo período. lo que sugiere la aparición de orogenia colisional en el Paleoproterozoico tardío de América del Norte.

La evidencia de que el este de la India y el oeste de América del Norte alguna vez estuvieron unidos también proviene de los sistemas de fisuras en ambos continentes. El rift mesoproterozoico en el este de la India formó amplias cuencas y rifts lineales, que se formaron hace unos 1300 Ma o 1500 Ma. Estas fisuras cruzan el margen continental oriental de la India, entre las cuales la falla Mahanadi puede estar conectada con la Antártida a través de la falla Lambert (Mishra et al., 1999). Hay al menos tres rifts mesoproterozoicos en el borde occidental de América del Norte (Link et al., 1993), entre los cuales el rift de la cuenca Belt-Purcell comenzó hace 1470 Ma (Sears et al., 1998). Pruebas comparables de los sistemas de rift indio y norteamericano provienen del inicio del rifting alrededor de 1500 Ma, así como de la distancia entre el rift Mahanadi-Lambert en India y la Antártida Oriental y el rift Godavari en India, y los rifts Belt y Uinta en el borde occidental de América del Norte La distancia entre valles es igual, unos 500 km. Por lo tanto, el Mahanadi-Lambert Rift se puede comparar con el Belt Rift, mientras que el Godavari Rift es comparable con el Uinta Rift.

La desintegración del supercontinente colombiano comenzó entre 1600 y 1400 Ma; el tiempo de formación de la ofiolita Chewore entre Zimbabwe y África Central fue de aproximadamente 1400 Ma (Johnson et al., 2000). La presencia del océano Chewore en el extremo norte (ver Figura 8-2). Además, las actividades magmáticas postorogénicas y anogénicas entre 1600 y 1300 Ma también fueron muy intensas en muchos bloques del supercontinente. Por ejemplo, el terreno de granito-riolita de América del Norte (1400 Ma) (Anderson et al., 1999), el terreno de granito-riolita discontinuo (1500 Ma) en el rift y las cuencas marginales de las Indias Orientales, el cline en el norte de América del Norte y el Continente báltico meridional Anortositas-mangeritas-charnockitas-granitos rapakivi cuerpo intrusivo plutónico (AMCG) (1600~1400Ma) (Puura et al., 1999), El granito rodoniano que contiene "estaño" en el Amazonas (1600-1300Ma) (Bettencourt). et al., 1999), el grupo Mackenzie Dyke en América del Norte (1300 Ma) (Lecheminant et al., 1989), el grupo Gnowangerup Dyke en Australia Occidental (1300 Ma) y el dique alcalino Gardar en el sur de Groenlandia. 1300-1200 Ma) (MacDonald et al., 1993) y las rocas magmáticas Dalma en el noreste de la India (1600 Ma) (Roy et al., 2002).

En resumen, el supercontinente colombiano tiene al menos dos zonas de colisión importantes, una delimitada por el oeste de América del Norte (parte de Nena) y otra entre el este de la India, Australia occidental y la Antártida oriental (parte de Ur); La otra zona de colisión se encuentra entre el sur de América del Norte (parte de Nena) y el norte de América del Sur (parte de Atlántica). La ruptura del supercontinente colombiano ocurrió en Ur entre 1600 y 1400 Ma, mientras que el momento de la ruptura de Atlántica y Nena aún no es seguro, pero puede ser alrededor de 1500 Ma. Debido a la naturaleza diacrónica de la orogenia colisional y la desintegración, la historia del supercontinente colombiano es muy complicada y la investigación es aún más difícil.

Hoffman (1988) resumió una vez la distribución y el límite temporal de los cinturones orogénicos en todo el mundo entre 2000 y 1800 Ma (Tabla 8-2). La orogenia en este límite temporal fue un evento geológico supercontinental importante. También debería incluirse en la orogenia Luliang (Zhongtiao) que ocurrió en el Cratón del Norte de China. Vale la pena señalar que el metamorfismo, la anatexis y la actividad magmática dentro de este rango de tiempo también ocurrieron en el Cratón Tarim y el microcontinente Oulongbuluk.

Tabla 8-2 Eventos orogénicos globales del Paleoproterozoico tardío