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Introducción Los Andes son el sistema orogénico activo más grande desarrollado por subducción de la corteza oceánica debajo de un margen continental. Este cinturón de montaña continuo y complejo es la expresión de una serie de procesos asociados con la subducción que llevó a la formación de la Cordillera de los Andes Los Andes se desarrollaron a lo largo más de 8000 km del margen pacífico de Sudamérica, desde el Mar Caribe en el norte al norte de Scotia Ridge al este de la isla de Tierra del Fuego en el sur. Aunque los Andes son la localidad tipo de orógenos de tipo andino como defiende Dewey y Bird (1970), la historia geológica involucra un registro complejo de acreciones, colisiones y subducción de diferentes tipos de océanos corteza. Estos crearon una complicada segmentación donde tectónica, magmáticos, y los procesos de sedimentación cambiados a través de tiempo y espacio y formó las características de los principales morfoestructural provincias vistas en los Andes actuales (ver Fig. 1). Hay varias clasificaciones de la Cordillera de los Andes, pero los estudios pioneros de Gansser (1973) fueron los primeros en correlacionarse las características geológicas observadas con placas tectónicas. Basado en presencia de rocas metamórficas y cinturones ofiolíticos de la edad andina, Gansser dividió el sistema en el norte, centro y sur Andes. Los segmentos norte y sur se caracterizan por rocas metamórficas Jurásico y Cretácico, así como diversasocurrencias de corteza oceánica obuctó en el margen continental durante los tiempos andinos. Por otro lado, los Andes Centrales carecen Las rocas mesozoicas y cenozoicas metamórficas y ophiolíticas, fueron formado por la subducción de la corteza oceánica, y son la localidad tipo de un orógeno de tipo andino (Ramos, 1999). Esta triple clasificación -catión es de hecho más complejo debido a otros procesos geológicos superpuesto a las principales configuraciones de placa-tectónica. Barazangi y Isacks (1976, 1979) identifi caron los dos primeros segmentos bien documentados a lo largo de los Andes sin Cenozoico tardío arco magmatismo y los atribuyó a la subducción de losa plana (Fig. 1). Esta subducción fría se asoció con un Benioff subhorizontal zona observada en el área retroarc y caracterizada por grandes y frecuentes terremotos intracrusitales impulsados por un sótano significativo acortamiento. Como resultado, eventos importantes de elevación del sótano del antepaís tuvo lugar a finales del Cenozoico, dando lugar a un antepaís roto con elevaciones de sótanos y cuencas (Jordan et al., 1983a, 1983b). Otros estudios sismotectónicos detallados en los Andes del Norte reconocieron

un segmento de losa plana en el norte de los Andes colombianos con características similares (Pennington, 1981; Gutscher et al., 2000). Las montañas de los Andes tienen una tendencia al norte casi continua huelga, sin embargo, tanto en el extremo norte y sur, se truncan por la transformación continental de este a oeste y fallas de deslizamiento. Estas características tectónicas vinculan a América del Sur con las placas del Caribe y Scotia, que, independientemente del primer orden similitudes, comparten historias geológicas complejas pero tienen una diferente evolución tectónica. Para resumir las principales características de los andes, el inicio de procesos orogénicos del margen occidental actual de América del Sur debe combinarse con la creación de océano pacifico , que inició el orógeno de acreción de Terra Australis (Cawood, 2005). Este orógeno formó los paleo-Andes durante Tiempo paleozoico, que condujo a la formación de Pangea. Subsecuente la subducción formó el sistema andino tal como lo conocemos hoy. INTERACCIÓN ANDINA-CARIBE La configuración de los Andes del Norte se ve afectada por la interacción con la placa caribeña. El escenario tectónico actual es el resultado de una evolución tectónica compleja que comenzó poco después de la ruptura de Pangea y la separación del Norte y Sudamérica placas (Fig. 2). La interacción se puede describir como el resultado del desplazamiento lateral de Mesoamérica hacia el este como parte de la placa del Caribe. La colisión de rocas oceánicas y asociados sedimentos de la placa del Caribe contra el margen sudamericano producido el desarrollo de cinturones de plegado y empuje con el sur vergencia y cuencas de antepaís en América del Sur estable. Los datos del sistema de posicionamiento global (GPS) muestran una combinación del desplazamiento hacia el norte del bloque norte andino y traducción hacia el este del bloque de Maracaibo y el norte áreas relacionadas de Guajira y la Cordillera de la Costa de Venezuela (Fig. 2) (Trenkamp et al., 2002; Pérez et al., 2006). El norte desplazamiento fue el resultado de la colisión oblicua de la Carnegie Ridge contra la parte sur de los Andes del Norte, que desplazó a los Andes del Norte a través de una serie de activos fallas de huelga de tendencia, como el Guaicáramo y Boconó fallas (Audemard y Audemard, 2002). Como consecuencia de este desplazamiento al noreste, los Andes del Norte junto con el bloque de Maracaibo comenzó a anular el Caribe oceánico placa y un nuevo sistema de subducción formado a finales del tiempo del Neógeno. La colisión de microplacas de Panamá asociada con el atraque y desplazamiento hacia el este del terreno del Chocó (Duque Caro, 1990;

Taboada et al., 2000) produjeron el intenso golpe de huelga desplazamientos derecho-laterales en las fallas Oca y Pilar que controlar la neotectónica del norte de Venezuela a lo largo de la Cordillera de la Costa (ver ubicaciones en la Fig. 2) (Audemard et al., 2006; Pérez et al., 2006). que se separó de la placa de Nazca para liberar el desplazamiento relativo con la placa de Cocos, no tiene sismicidad profunda a lo largo del Fosa de Colombia (Sallarés et al., 2003). La falta de sismicidad profunda y volcanismo en este segmento es consistente con el directo transferencia de estrés al continente y aumentar el acortamiento en el Serranía de Baudo (Acosta et al., 2007). En resumen, la interacción entre el Caribe y Placas de Sudamérica agregaron corteza oceánica a los Andes del Norte y el norte de Sudamérica. La corteza del arco de la isla, las rocas oceánicas y los depósitos sedimentarios asociados se han obadido de Early Cretáceo a Cenozoico para formar el oeste y la costa Cordilleras y cordilleras del Caribe (ver discusión posterior sobre colisión tectónica). Este proceso aún continúa como consecuencia del prisma de Barbados que prevalece sobre Sudamérica (Jácome et al., 2003), como lo demuestra el empuje activo al este de la Serranía del Interior en el este de Venezuela y por el rápido hundimiento del delta cuaternario tardío del Orinoco. INTERACCIÓN ANDINO-SCOTIANA El extremo sur de los Andes está delimitado por el Scotia placa, que en general tiene una geometría y distribución similar a la placa del Caribe, pero también tiene diferencias significativas. los La placa caribeña colisionó con la placa sudamericana al agregar material oceánico, mientras que la placa de Scotia, a través de una serie de fallas de deslizamiento, está truncando y rasgando trozos de corteza, que se transportan a cientos de kilómetros de distancia para formar el norte de Scotia Ridge, representado por una serie de bloques siálicos del Banco de Burwood al Banco de la isla de Georgia (Klepeis, 1994a, Cunningham et al., 1995, Barker, 2001). Estas las fallas aún están activas y son responsables de las principales intracrustaciones terremotos y actividad neotectónica (ver Costa et al., 2006b; Smalley et al., 2007). El sótano de Aurora y Shag Banks, así como el sur El sótano de la isla Georgia (Fig. 3), consta de fragmentos de Tierra Isla del Fuego que han sido transportadas en los últimos 30 m.y. Interacción entre la placa Scotia y Sudamérica por medios de la falla de transformación Fagnano ha controlado la evolución de la Cinturón de plegado y empuje de Tierra del Fuego desde el Oligoceno (Dalziel) et al., 1974; Klepeis, 1994b; Olivero, 1998; Lodolo et al., 2003; Ghiglione y Ramos, 2005).

La formación de la placa oceánica Scotia condujo a la apertura del Pasaje Drake en tiempos del Oligoceno a través de un complejo sistema de cuencas de rifting y pull-apart, que fueron recientemente descrito por Ghiglione et al. (2008) Esa apertura, que es argumentó que ha cambiado el clima mundial, producido signifi cado cambios en el patrón actual oceánico y condujo al aislamiento y enfriamiento de la placa antártica (Kennett, 1977; Lawver y Gahagan, 2003; Eagles et al., 2006; Lodolo et al., 2006; Ghiglione y Cristallini, 2007). La evolución de esa área, aunque de gran importancia para la geología del extremo sur de los Andes, está más allá del alcance de este documento (ver revisiones recientes de Barker, 2001; Livermore et al., 2005). Una comprensión de las interacciones entre el Caribe, Las placas de Scotia y Sudamérica son importantes para el análisis de los elementos tectónicos de los Andes del Norte y del Sur, y sus procesos asociados, y serán discutidos en el siguiente capítulos INICIACIÓN DEL MARGEN ANDINO El margen pacífico de América del Sur se formó durante el ruptura de Rodinia. Primeras propuestas de Moores (1991), Dalziel (1991), y Hoffman (1991) condujo a una ola de estudios geocronológicos del basamento andino que demostraron la importancia de la firma Grenville en la mayoría de los terrenos a lo largo de todo el margen continental occidental (ver Fig. 4). Los terrenos de sótano de Grenville están ampliamente distribuidos en el sur América (ver Fuck et al., 2008), y forman una red casi continua cinturón a lo largo del margen occidental de Colombia a la Patagonia, en el sur de Chile y el sur de Argentina. El terrane colombiano central, también conocido como el Chibcha terrane (Restrepo y Toussaint, 1988; Restrepo-Pace, 1993; Alemán y Ramos, 2000), ha sido restaurado palinosamente a su posición preandina (basada en Pindell et al., 1998). Los reconstrucción del desplazamiento de Santa Marta, Guajira, y Los bloques del sótano de Santander forman un único terreno con el Chibcha, delineando el protomargin de Gondwana (Fig. 4). El Andaqui terrane, que era parte de América del Sur autóctona, también tiene edades de Grenville (Cordani et al., 2005), similar al sótano de la Cuenca del Putumayo. La paleogeografía del protomargin de Ecuador es más difícil de establecer debido a la intensa deformación durante Tiempos paleozoicos de la característica orográfica oriental y principal que corresponde a la Cordillera Real

(Litherland et al., 1985). Identifi catión de una fuente de la edad de Grenville se basó indirectamente en estudios de Chew et al. (2007). El sótano de la Cordillera Real, que fue considerado autóctono por Pratt et al. (2005), tiene un cubierta sedimentaria de circones detríticos de la edad de Grenville que fueron derivado de un sótano adyacente a los Andes. En el Oriente Cuenca, ubicada al este de los Andes, los depósitos de plataformas más antiguas derivados del sótano tienen una firma más fuerte de la edad de Grenville que los depósitos sinorogénicos andinos (Martin-Gombojav) y Winkler, 2008). A lo largo del protomargin peruano, hay exposiciones limitadas de rocas ígneas y metamórficas de edad mesoproterozoica (Dalmayrac et al., 1980). Recientemente, los estudios de Chew et al. (2007) y Cardona et al. (2007) han demostrado una herencia casi constante de zircones de Grenville-edad en el ígneo y metamórfico Rocas paleozoicas al norte de la definición de Abancay (aproximadamente 13 ° 50 S, en la latitud de la península de Paracas). Estas rocas están alineados con el orógeno de Sunsás (Fig. 4), un cinturón bien conocido de rocas metamórficas e ígneas de la edad de Grenville descritas en el este de Bolivia a lo largo de la frontera con Brasil por Litherland et al. (1985, 1989). El bloque cratónico de Arequipa es un Mesoproterozoico terrane interpretado para haberse originado como la punta de un pre-Grenville Promontorio Laurentiano (que comprende Labrador, Groenlandia y Escocia) incorporada en el orógeno de Grenville (Dalziel, 1994; Wasteneys et al., 1995). Las composiciones isotópicas de Pb parecen contradecir este modelo, lo que indica en su lugar, vínculos más estrechos con el Amazonas craton (Tosdal, 1996; Loewy et al., 2003, 2004). Una reconstrucción de los restos de orogen de Grenville en América del Sur (Sadowski) y Bettencourt, 1996) indica que la Central peruana El sótano de los Andes corresponde a un área independiente el arco magmático, representado por la provincia ígnea de Sunsas en el este de Bolivia y el oeste de Brasil, y el frente de Grenville sudeste de Canadá y el este de los Estados Unidos (Ramos, 2008a). Esto explica las tendencias similares encontradas en el Proterozoico afloramientos a lo largo de los Andes y del Escudo Brasileño (Litherland) y col., 1985, 1989). Edades paleoproterozoicas indicadas por U-Pb Geocronología circón representan el pre-Grenville LaurentianProtolito amazónico, y edades mesoproterozoicas de granulitefacies

metamorfismo indicado por U-Pb zircon geocronología representan los principales eventos de colisión del orógeno de Grenville (Wasteneys et al., 1995; Sadowski y Bettencourt, 1996; Tosdal, 1996). Rifting durante la ruptura de Rodinia en el Neoproterozoico llevó a la separación de Laurentia de la Amazonia, dejando atrás bloque cratónico de Arequipa parautochtono unido a la Amazonia (Jaillard et al., 2000; Díaz Martínez et al., 2000; Ramos, 2008a). Se han reportado exposiciones de rocas de la edad de Grenville en el norte de Chile y el oeste de Bolivia (Damm et al., 1990; Wörner et al., 2000a, 2000b) y en grandes rocas del Mioceno grueso conglomerados en el norte de Bolivia (Tosdal, 1996). Protomargin proterozoico tardío de Gondwana en el oeste Pampia terrane del norte y centro de Argentina muestra numerosos registros de rocas de la edad de Grenville (Vujovich et al., 2004; Escayola et al., 2007; Rapela et al., 2007; Casquet et al., 2008). Estas rocas muestran que Pampia estuvo involucrada en el ensamblaje de Rodinia, y fue separado durante la ruptura de Rodinia (Baldo et al., 2006). Patrones similares de edad se observan en la Cuyania (Ramos et al., 1993; Kay et al., 1996; Ramos, 2004) y Chilenia sótanos (Ramos y Basei, 1997). Las diferentes exposiciones de sótanos de la Patagonia también tienen una firma importante de la edad de Grenville, según lo indicado por los zircons en rocas prismáticas en prisma (Hervé et al., 2003), aunque algunas considerar estos zirconios que se han derivado del adyacente Cratón de Kaapvaal de Sudáfrica durante tiempos de Gondwana. Sin embargo, estudios recientes han demostrado una firma persistente de Grenville edades en rocas ígneas y metamórficas que apuntan a un origen local (ver Pankhurst et al., 2003, 2006). En resumen, un sótano de edad mesoproterozoica que abarca la edad entre 1000 y 1200 Ma es un componente importante en

todos los terrenos a lo largo del margen Pacífico. La única excepción es la Paracas terrane, donde El sótano limitado que se conserva en el Perú después del desprendimiento del terreno Oaxaqueña no se ha fechado (véase Keppie y Dostal, 2007; Ramos, 2008a). Hay edades similares en el protomargin autóctono del oeste de Gondwana, no solo en el bien expuesto cinturón de Sunsás en Bolivia, sino también en todas las otras plataformas estables que delimitan los terrenos alóctonos y / o parautópicos, como en Colombia, Perú y Argentina. Como un resultado de la fragmentación del supercontinente de Rodinia, algunos de los bloques permanecieron unidos a la actual América del Sur, mientras que otros se interrumpieron y se quedaron en Laurentia. La ruptura de Rodinia precipitó la apertura del Pacífico y el desarrollo del Acretionaryorogen de Terra Australis a lo largo de la margen occidental de Gondwana durante el Paleozoico (Cawood, 2005). EL MARGEN PROTOINDINO DE WESTERNGONDWAN La plataforma de los terrenos de Grenville que limita el actual margen Pacífico de América del Sur representa bloques independientes de Laurentia atrapados en la colisión entre los dos continentes que condujeron al formación de Rodinia (p. ej., los terranes de CentralColombian), o fragmentos separados de Lau rentia que se dejaron adyacentes al cratón amazónico después de la colisión mesoproterozoica (por ejemplo, terreno de Arequipa). También hay terrenos Gondwana (por ejemplo, terranes de Cuyania y Chilenia). Todos estos transferencias entre Laurentia y Gondwana muestran una compleja tectónica patrón (ver Keppie y Ramos, 1999), pero también indican la proximidad de los dos continentes después de la ruptura de Rodinia durante la apertura del Océano del Jápeto sur en los primeros Paleozoico (Dalziel, 1997). A continuación, proporciono una descripción de diferentes provincias del sótano y terrenos continentales involucrados en la evolución temprana del margen protoandino en tres segmentos, los segmentos andinos del norte, centro y sur. Segmento norte andino El sótano que subyace a la plataforma paleozoica temprana de la Las Cuencas Los Llanos y Oriente en Colombia y Ecuador, respectivamente, es poco conocido. El sótano de Grenville conocido en el Putumayo Basin parece haber experimentado alguna extensión en el fin del Proterozoico La exploración Chigüiro-1 y Pato-1

los pozos en la parte norte de la Cuenca de Los Llanos intersectan bajo rocas sedimentarias metamórficas que tienen tejido de algas y sphaeromorfos acritarcos de la edad de Vendian (Cáceres et al., 2003). Estas las rocas son de edad y carácter similar a las de Tucavaca y Cinturones Puncoviscana en Bolivia y Argentina, que han sido interpretado como cuencas extensionales relacionadas con la desintegración de Rodinia (Aceñolaza y Aceñolaza, 2005; Ramos, 2008a). La cubierta paleozoica inferior está representada por un medio Transgresión marina cámbrica que produjo el carbonato facies que llevan el trilobite celta Paradoxides (Harrington y Kay, 1951; Bordonaro, 1992). Este trilobite es un género típico de Avalonia, que admite el enlace propuesto por Murphy et al. Alabama. (2006) entre Avalonia oriental y el margen pasivo de Colombia. Trümpy (1943) describió los depósitos de la plataforma de Serranía de la Macarena (al este del terreno de Andaqui), formada de carbonatos del Cámbrico Medio, lutitas y areniscas de Tremadoc a la edad temprana del Ordovícico. No hay fósiles de el Ordovícico tardío. Estos depósitos de plataforma están limitados a al oeste por turbiditas y pizarras conocidas como facies graptolítica, que tienen fósiles del Ordovícico Temprano (OrdóñezCarmona et al., 2006). Las rocas del Ordovícico en el macizo de Quetame en el Chibcha el terreno se metamorfosean parcialmente en facies greenschist. Mafi c y rocas ultramáficas son reportadas desde las cabeceras de el río Ariarí asociado con basaltos submarinos que representan rocas oceánicas (Cáceres et al., 2003). Estas rocas son interpretadas como una posible sutura formada durante el Paleozoico temprano entre el sótano del macizo de Quetame en el terreno de Chibcha y el sótano autóctono de la edad de Grenville (Fig. 5). En el lado este de la Cordillera Central, bajo grado esquistos portadores de graptolitos ordovicianos tempranos discordantemente

se superponen los gneises El Vapor de la edad de Grenville, que son parte de el terreno de Chibcha. Al oeste de la sutura entre el Chibcha y Terrenos de Tahami, la mayor parte del sótano precámbrico sospechoso tiene rindió zircon U-Pb edades no mayores que el Pérmico Temprano (OrdóñezCarmona et al., 2006; Vinasco et al., 2006). Este medio-a el sótano de alta calidad está formado por ortogneises y milonitas, como los gneises graníticos de Las Palmitas y Abejorral, que tienen una firma calco-alcalina y representa derretimiento de la corteza que probablemente fueron producidos en un entorno de arco. U-Pb envejece en circones de California. 275 Ma están asociados con edades Ar-Ar entre 240 y 215 Ma se relacionó con la desintegración de Pangea. Estas rocas están en tectónica contacto con un cinturón de anfibolitas que contienen granate, peridotitas, y dunitas estratificados al este de Medellín, que representan remanentes de un conjunto ophiolítico de posible edad Pérmica (Restrepo, 2003; Martens y Dunlap, 2003), reelaborado durante el Triásico evento de ruptura (Restrepo et al., 2008). Indicadores cinemáticos de la Las anfibolitas foliadas muestran una vergencia hacia el noreste (Pereira et al., 2006). Esta evolución multiepisódica se caracteriza por una serie de Episodios metamórficos superpuestos que se alternan con extensiones períodos según lo previsto por Restrepo y Toussaint (1982, 1988). La evidencia de esta evolución se conserva en el protomargin de los Andes del norte Una serie de etapas tectónicas se ilustra en Figura 6, que incluye (1) amalgamación de Rodinia en el Mesoproterozoico; (2) rupturas intracontinentales durante la desintegración de Rodinia en Trilobite Paradoxides como fósil índice después de Avalonian oriental los terranes se dispersaron en el Cámbrico Medio (Murphy et al., 2006); (4) subsidencia térmica que dura hasta el Ordovícico Medio veces, que se desarrolló en una plataforma clástica y facies pendiente

asociado con un arco magmático; (5) deformación ordoviciana y metamorfismo de bajo grado relacionado con el acoplamiento del terreno de Chibcha al protomargin y el emplazamiento de las rocas oceánicas del río Ariarí a lo largo del sutura; (6) un arco magmático, preservado como ortogneises del Paleozoico tardío edad desarrollada en el flanco occidental de la actual Central Cordillera en un sótano Laurentian; y (7) un cinturón de ultrafiltración de ofiolitas pérmicas emplazado en el terreno Tahami durante la orogenia Alleghanides, que condujo a la formación de una amplia cuenca de antepaís que cubría el sótano de la actual Cordillera Oriental y los Llanos adyacentes Cuenca. La posterior ruptura triásica de Laurentia dejó atrás un pieza, conocida como el terreno de Tahami, en el lado de Gondwana. Gneises y granitoides de finales del Paleozoico a las edades del Triásico como los granitoides foliados de Tres Lagunas y Jubones, similares al terreno de Tahami, son bien conocidos a lo largo del margen este de la Cordillera Real de Ecuador (Aspden et al., 1992a; Litherland et al., 1994; Sánchez et al., 2006). Estas rocas gneisicas y los granitoides foliados también están expuestos en el Amotape-Tahuín bloqueo a lo largo de la deflexión de Huancabamba (Fig. 7), que era interpretado por Feininger (1987) y Mourier et al. (1988) como un terreno alóctono Estas rocas están asociadas con el Anfibolita de Río Piedras, que ha sido descrita como una mafia complejo por Feininger (1978) y Litherland et al. (1994), y que representa posibles rocas oceánicas de finales del Paleozoico. Recientes Ar-Ar que datan de los ortogneises y granitoides foliados ha producido edades de 227-211 Ma (Vinasco, 2004; Sánchez et al., 2006). Estas edades triásicas se interpretan como asociadas con derretimiento de la corteza durante el colapso del orógeno de Alleghanides

y la posterior desintegración de Pangea (Alemán y Ramos, 2000; Cediel et al., 2003; Martin-Gombojav y Winkler, 2008). los la colisión tuvo lugar durante el Pérmico según lo establecido por U / Pb microsonda sensible de ion de alta resolución (SHRIMP) y Ar-Ar fecha del evento metamórfico que afectó el macizo de Illescas (Cardona et al., 2008), que representa la extensión más al sur de este cinturón a lo largo de la costa noreste de Perú. Propongo que el terreno Tahuín de Feininger (1987) colisionó contra el Gondwana margen en los primeros tiempos del Pérmico, posiblemente como parte de Laurentia, y se dejó en el lado de Gondwana después de ser separado de Laurentia. Reactivaciones tectónicas posteriores durante el Mesozoico produjo la rotación detectada por paleomagnetismo como se deduce de Mourier et al. (1988). Los depósitos del Paleozoico superior han sido intersecados por varios pozos en la Cuenca Oriente de Ecuador (MorenoSánchez, 2004), y se interpretan como evidencia de una cuenca de antepasados que se formó durante la amalgama de Gondwana. Sin Pérmico se han reportado registros para la Cuenca de Los Llanos.

SEGMENTO ANDINO CENTRAL El sótano andino de los Andes Centrales tiene características distintivas desde Perú hasta el centro de Argentina. Se caracteriza por dos cinturones, un cinturón oriental y occidental. El cinturón oriental define el protomargin de Gondwana, que se desarrolló en el margen occidental de la Amazonia y Pampia cratonic terranes según lo descrito por Ramos y Alemán (2000) Este protomargin muestra evidencia menor en Ecuador y Perú del ciclo orogénico brasileño-panafricano con subducciónmagmatismo relacionado. Esto se indica por la presencia frecuente

de granos de zircón heredados en ortogneises de 0.65-0.45 Ga (Martin-Gombojav y Winkler, 2008; Chew et al., 2007), que muestran un margen activo de Gondwana durante el Proterozoico tardío tardío Tiempos del Paleozoico Estas edades neoproterozoicas pueden estar relacionadas con la posterior reacción de los bloques de edad de Grenville contra Gondwana (Fig. 4). La falta de evidencia positiva para el cambio de los terrenos de Paracas y Arequipa en el segmento norte de Perú, en comparación con lo que sucedió en el sur de Antofalla segmento (Fig. 2), plantea la cuestión de si los dos segmentos eran parte de un único terreno (ver la siguiente discusión). La apertura de las cuencas Puncoviscana y Tucavaca de Bolivia y el norte de Argentina se puede explicar por la rotación relativa del bloque cratónico Pampia, que no estaba conectado en ese momento al cratón del Río de la Plata (ver Fig. 9a de Ramos, 2008a). El cinturón oriental del Perú está representado por el plutónico, metamórfico, y rocas metasedimentarias expuestas a lo largo del este Cordillera, y por algunas exposiciones menores al norte que alcanzan el límite con Ecuador (Fig. 7). Este sótano ha sido estudiado en la Cordillera de Marañón por Cardona et al. (2005a, 2005b) y Chew et al. (2007), que reconoció un arco magmático Ordovícico temprano a medio en la Cordillera Oriental, que se deformó en ca. 475 Ma, como inferido por la edad del cinturón metamórfico. Este plutónico y El cinturón metamórfico está desplazado hacia el sudoeste, y continúa a lo largo el margen occidental del sótano de Arequipa (Ramos, 2008a), donde nuevamente un arco magmático Ordovícico y un importante metamorfismo fueron documentados por Loewy et al. (2004) antes de la intrusión de granodioritas masivas a 473 Ma. Estos datos demuestran la presencia de un Ordovícico temprano

cinturón magmático y metamórfico que corre a lo largo del oeste margen del sótano del Macizo Arequipa, y que está desplazado hacia el noreste en la Cordillera Oriental (Fig. 7). Chew et al. (2007) sugirieron que el cambio en la huelga del cinturón resulta de la presencia de un embayment original en el oeste de Gondwana margen durante el Paleozoico temprano, mientras que Ramos (2008a) favoreció la hipótesis de que un bloque de sótano, el parautochtono Paracas terrane, colisionó durante el final del Ordovícico temprano contra el margen de Gondwana. Un remanente de este continental bloque de sótano metamórfico se observa en la plataforma continental como Alto de Paracas (Ramos y Alemán, 2000). La presencia de este sótano siálico en la plataforma costa afuera del centro de Perú al norte de la deflación de Abancay a ~ 14 ° S, entre las localidades de Paracas y Trujillo, está bien establecido en base a gravimetría y datos de refracción. Los datos muestran una alta densidad (2.7-2.8 g / cm3) y de alta velocidad (5.9-6.0 km / s) continuo continental cresta (Thornburg y Kulm, 1981; Atherton y Webb, 1989), que está expuesto en las islas Las Hormigas de Afuera en el latitud de Lima, y que se ha cruzado en alguna exploración pozos en la latitud de Trujillo (Ramos, 2008a). los desprendimiento de un bloque de sótano desde el margen peruano al norte de la definición de Abancay, según lo propuesto por Keppie y Ortega Gutiérrez (1995) y Ramos y Alemán (2000), pueden explicar las afinidades geológicas del terreno de Oaxaquia (Fig. 7) con este parte del margen de Gondwana. Ambos terrenos comparten un común sótano metamórfico de alto grado de la edad de Grenville y similar trilobites únicos de Gondwana como lo describen Moya et al. (1993), que son diferentes de la típica fauna Laurentian. Como resultado, después de la colisión del bloque Paracas con el margen en

el Ordovícico Temprano, el terreno de Oaxaquia fue separado de Gondwana en los tiempos del Ordovícico-Silúrico tardío y se conserva en México central (Keppie y Dostal, 2007). Al sur de la deflexión de Abancay a 14 ° S de latitud, la primera La historia paleozoica es diferente (Fig. 7) y dos bloques corticales con diferentes orígenes están presentes: el bloque cratónico de Arequipa (Dalziel) y Forsythe, 1985; Ramos et al., 1986; Jaillard et al., 2000) y el cratón de Amazon (Teixeira et al., 1989). La cratónica arequipeña bloque fue rifted durante la desintegración de Rodinia en el Neoproterozoico, y nuevamente en el Paleozoico temprano, para formar un backarc cuenca siálica en el Altiplano (Sempere, 1995). La zona limítrofe entre el bloque de Arequipa y la corteza de Gondwana se encuentra debajo del este del Altiplano y la Cordillera Oriental. Representa una zona de debilidad paleosutural y cortical heredada de La evolución mesoproterozoica del orógeno de Grenville (Jaillard et al., 2000; Ramos, 2008a). Esta zona permaneció activa durante el Paleozoico, y desde entonces, caracterizado por un comportamiento variable dependiendo del estado regional de las tensiones (Ramos, 1988a; Dorbath et al., 1993; Forsythe et al., 1993). El sur del Perú y el norte del segmento boliviano registra una historia de subducción a lo largo del margen presente en Ordovician veces, incluida una cuenca de backarc coeval que se desarrolló en una corteza muy atenuada (Ramos, 2008a). La cuenca de backarc era lleno de gruesas secuencias clásticas de plataforma preservadas en el Altiplano y la Cordillera Oriental (Sempere, 1995; Suárez Soruco, 2000). La cuenca se cerró durante la deformación ocloica en Tiempos del Ordovícico medio a tardío (Ramos, 1986, Bahlburg, 1990). Variaciones en las condiciones metamórficas del Bajo Los depósitos paleozoicos son notables a lo largo del cinturón oriental en el Cordillera Oriental de Perú y Bolivia, como claramente establecido

por Dalmayrac et al. (1980). Orthogneisses y micaesquistos en facies de anfibolitas en el norte del Perú corresponden a la región donde el terreno de Paracas se acrecentó en tiempos de Ordovician. El sur de Perú y la mayoría de Bolivia solo tienen rocas sedimentarias de esa edad, muy deformado a lo largo del Altiplano occidental. Grueso Facies clásticas de Silurian y Devonian acumuladas durante el antepaís etapa después de la deformación Ocloyic en la mayor parte del Altiplano y Cordillera Oriental de Bolivia (Sempere, 1995). La transición entre las dos regiones se encuentra en la Cordillera de Vilcabamba (Fig. 7), donde los depósitos pre-Ocloyic se conservan en bajo grado facies greenschist (Dalmayrac et al., 1980). El Abancay defl ección coincide con una interrupción en el ataque del este Cordillera y con un cambio significativo en las condiciones metamórficas. También hay un cambio importante en la entrada del sótano del magmatismo cretáceo como notado por Petford et al. (1996), que afirman que la definición de Abancay en Perú se correlaciona con un cambio desde el segmento sur, que tiene isótopo εNd negativo composiciones, a valores positivos más primitivos en el norte Perú. Ese cambio también coincide con la corteza atenuada en el Terreno de Paracas después del desprendimiento del terreno de Oaxaquia, y un una corteza paleoproterozoica más espesa en el Macizo de Arequipa. La definición de Huancabamba coincide con el sur final del terreno Tahuín de Feininger (1987), que abarca las anfibolitas, ortogneises y esquistos del Paleozoico tardío expuesto en las cordilleras Amotapes del sur de Ecuador y norte Perú al norte de Piura (Fig. 7) (Litherland et al., 1994). Ese bloque colisionó contra el margen de Gondwana en el Pérmico Temprano veces, después del atraque del terreno de Paracas (Fig. 8). La evolución del norte de Chile y el vecino boliviano el sótano nuevamente muestra algunas diferencias (Fig. 9). El alto grado

Sótano metamórfico en la Puna occidental del norte de Argentina cerca de Antofalla (Segerstrom y Turner, 1972) fue la primera evidencia de aparentes afloramientos precámbricos al oeste de Gondwana protomargin (Coira et al., 1982). Estos afloramientos estaban conectados con los inliers del sótano Arequipa, asumiendo un solo ArequipaMacizo de Antofalla (Ramos, 1988a). Los estudios de Baeza y Pichowiak (1988) siguiendo las primeras descripciones de González Bonorino y Aguirre (1970) reconocieron un sótano metamórfico cinturón en la Precordillera del norte de Chile (~ 18 ° S a 23 ° S lat.) a lo largo de Belén, Choja, Sierra Moreno y Limón Verde afloramientos Basado en una edad preliminar U-Pb (Damm et al., 1986), fue asignado al Mesoproterozoico. Sin embargo, el isótopo Pb estudios de Loewy et al. (2003, 2004) y Wörner et al. (2000a, 2000b) mostró que el sótano Antofalla es diferente de ese del segmento de Arequipa. Aunque el sótano del norte de Antofalla tiene evidencia de metamorfismo de la edad de Grenville, el sur segmento parece haber sido completamente reelaborado entre 0.5 y 0.4 Ga (Franz et al., 2006). El segmento norte tiene un característica característica de isótopos Pb que indica claramente una relativa sótano noradiogénico de edad precámbrica, según Mamaní et al. (2007). El sótano de Antofalla en el norte Chile y el noroeste de Argentina tiene un Bouguer conspicuo anomalía de gravedad que es característica de un distintivo y común sótano siálico subyacente al grueso volcaniclástico andino cubierta (Götze et al., 1994). Un cinturón de metasedimentos de baja ley, clasificación desde pizarras hasta esquistos, se registra en la Puna y la Cordillera Oriental adyacente del noroeste de Argentina y el sur de Bolivia (Aceñolaza y Aceñolaza, 2005). Este cinturón se extiende en dirección norte-sur

de 22 ° S a 27 ° S durante más de 800 km. Los varios miles de metros secuencia sedimentaria gruesa, conocida como Puncoviscana Formación, se compone de turbiditas, arcillas pelágicas y menor calizas de aguas poco profundas, con lentes locales de conglomerados en la base (Ramos y Coira, 2008). Las rocas del Puncoviscana La formación en Bolivia está correlacionada con el Tucavaca Grupo (Durand, 1993; Omarini et al., 1999). Zircones detríticos y los icnofósiles indican una edad neoproterozoicocámbrica para la Cuenca de Puncoviscana y la extensión norte de Tucavaca (Ramos, 2008a). Estos estratos fueron intrusionados por tonalites y otros granitoides a 530 Ma e intensamente deformados durante el Deformación pampeana en el Cámbrico Temprano. Una serie de cinturones ofiolíticos y su magmática asociada los arcos indican actividad en un orógeno de acreción de larga duración en el centro-oeste de Argentina (Ramos et al., 1986, 2000; Ramos, 1988a). Acreción inicial del bloque Pampia cratonic y el Terreno de Córdoba en la última época del Cámbrico Proterozoico-más temprano caracterizó la orogenia pampeana en las Sierras Pampeanas orientales (Ramos y Vujovich, 1993; Rapela et al., 1998, 2007; Leal y otros, 2004; Escayola et al., 2007). La edad del circonio U-Pb y las edades de hornblenda K-Ar de las rocas metamórficas de facies anfibolíticas superiores indican signifi no se puede deformar al final del Ordovícico relacionado con el Colisión ocólica (Ramos, 1986; Wörner et al., 2000a). Rocas de edades similares, entre 490 y 470 Ma, representan el famatiniano ciclo en el norte de Chile y la Puna argentina. Estas rocas son bien conocido en la Faja Eruptiva de la Puna occidental (Palma et al., 1986; Niemeyer, 1989; Coira et al., 1999) y en la Faja oriental Eruptiva de la Puna (Ramos, 1986, Bahlburg y Hervé, 1997; Viramonte et al., 2007). Las características geoquímicas e isotópicas

del cinturón occidental de la Puna son típicos de un arco magmático (Coira y otros, 1982, 1999). Sin embargo, el cinturón oriental de la Puna, el Continuación norte del Famatina Cámbrico tardíoOrdovícico arco magmático de las Sierras Pampeanas (Ramos, 1988a; Pankhurst) y Rapela, 1998; Quenardelle y Ramos, 1999), pierde su típica firma de arco continental y muere al norte de 23 ° S (Coira y col., 1999) (Fig. 9). Estas rocas están asociadas con Late Las cuencas clásticas de backarc cambriano a Ordovícico, que están bien fechado debido al extenso control bioestratigráfico (Astini, 2003; Benedetto, 2003). El sótano metamórfico de la Precordillera del norte Chile expuesto en Sierra de Limón Verde tiene anfibolitas de granate de la composición tholeiitic y gneises de alta presión en tectónica contacto con gabros calcáreos alcalinos, dioritas y granitoides (Baeza, 1984). Estos de alta presión y baja temperatura (HP-LT) las rocas corresponden a una profundidad de 45 km, según Lucassen et al. (1999), y fueron fechados por U-Pb zircon como Early Permian. Estas las rocas fueron interpretadas por Hervé et al. (1985) como representando un configuración de subducción acrecionaria para el Paleozoico tardío. Cultivan en la Precordillera del norte de Chile, lejos del continente margen al este de los gneises y esquistos de la anfibolita superior facies del sótano expuesto en la península de Mejillones y en Río Loa a lo largo de la costa más hacia el oeste (Baeza, 1984). Estas las rocas fueron consideradas por Ramos (1988a) como parte de la Mejillonia terreno que atracó contra el margen continental a finales de Tiempos del Paleozoico Accreciones del terreno Famatina, un bloque parautochton con la firma de Gondwana, y el terrane Cuyania (Fig. 10), una Terrane derivado de Laurentia, y el primer terreno alóctono en el margen de Gondwana en estas latitudes, resultó en signifi cado

deformación en el tiempo del Ordovícico Medio (alrededor de 460 Ma) (Astini et al. al., 1995, 1996; Pankhurst y otros, 1998; Quenardelle y Ramos, 1999). Estos episodios de colisión fueron parte de la Famatinian orogenia, un evento de primer orden que se puede rastrear desde el centro sur Argentina hasta el norte de Perú y el sur de Ecuador (Chew et al., 2007). Los procesos asociados con la acumulación de Cuyania son el mejor registrado a lo largo del margen Pacífico (Ramos y Keppie, 1999). Cuyania es un terrane compuesto formado por la amalgama de los terrenos Precordillera y Pie de Palo en Mesoprotero- los datos estructurales restringen el origen, la transferencia, el acoplamiento y deformación del Terreno de Cuyania, y un consenso general existe en su derivación de Laurentia (ver los resúmenes de Thomas y Astini, 2003; Ramos, 2004). Sin embargo, los documentos recientes todavía disputan la fuente Laurentian basada en la complejidad de la procedencia interpretado a partir de datos de circón detrítico (ver Finney, 2007, para otras alternativas). Segmento sur andino Los límites del sur de los terrenos descritos en el el segmento andino central está cubierto por sedimentos cenozoicos tardíos en el antepaís extraandino (Fig. 10). Por lo tanto, su reconocimiento se basa en mapas magnéticos aerotransportados donde un fuerte anomalía positiva está relacionada con rocas mafi c y ultramafi c emplazado a lo largo de las suturas (Chernicoff et al., 2008). Sísmico interpretación de los datos tridimensionales (3-D) de la industria la Cuenca de Neuquén muestra que el sótano de tendencia NNE las telas al norte de Huincul High están truncadas por este-oeste tela al sur de Huincul High. Este importante cambio tiene estado relacionado con la deformación producida por la colisión de Patagonia (Mosquera y Ramos, 2006). La región patagónica muestra dos diferentes metamórficos y cinturones magmáticos: los cinturones norte y oeste. El norte

cinturón metamórfico y magmático se conserva paralelo a la margen sur de las cuencas de Neuquén y Colorado a lo largo de la Valle de Río Limay desde la ciudad de Bariloche en el oeste hasta el La región de Sierra Grande a lo largo de la costa atlántica (Fig. 10) (Ramos, 1984; Varela et al., 1998; Basei y otros, 1999). El metamórfico occidental y el cinturón magmático cruza la Patagonia central con un tendencia norte-noroeste-sur-sureste y continúa en el Macizo del Deseado y más al sur a lo largo de Punta Dúngenes Alto (Pankhurst et al., 2006; Ramos, 2008b). El cinturón metamórfico norte del terreno de la Patagonia era estudió en Yaminué, donde Llambías et al. (2002) describieron Late Orthogneisses carboníferos metamorfoseados en la anfibolita facies e intrusos por granitoides del Pérmico tardío no deformados. Estudios recientes basados en el tejido magnético muestran una deformación dúctil tela consistente con la compresión SW-NE, que es ausente en los granitos del Pérmico tardío (Rapalini et al., 2008). los segundo cinturón occidental de magma NNW- a NWtendencia y rocas metamórficas de la Patagonia están expuestas desde Bariloche a Paso de Indios (Fig. 10). Los gneises tonalíticos y biotíticos granodioritas de Devónico a Carbonífero con magmática las afinidades del arco se interpretaron como un magma paleozoico oblicuo tardío arco por Ramos (1983), Pankhurst et al. (2006) y Ramos (2008b). Estos estudios no lograron reconocer una sutura entre Patagonia y sótano más antiguo al sur del arco magmático, aquí llamado "Patagonia Sur". Este bloque patagónico del sur tiene evidencia de un sótano más antiguo que el Cámbrico Temprano. U-Pb zircon edades de una granodiorita reportada por Söllner et al. (2000), también como nuevas edades de CAMARÓN obtenidas del sótano de Tierra del Fuego, indican edades alrededor de 325 Ma (Hervé et al., 2008). Estas los últimos autores también informaron las edades protolíticas del Cámbrico Temprano en el

Darwin Cordillera. Si se acepta que la Península Antártica se separó de la Patagonia Austral en los comienzos del Jurásico Medio (Ghidella et al., 2002), la colisión que produjo el oeste rocas metamórficas e ígneas en la Patagonia pueden estar relacionadas con el terreno de la Península, ya sea solo o asociado con el sur Bloque Patagonia, que podría haber sido un terrane compuesto junto con la Península Antártica (Fig. 10). La mayor parte del sótano continental del norte, centro, y el sur de los Andes se habían amalgamado para el final de la Paleozoico. El Paleozoico tardío se caracterizó por su significación extensión y rifting que siguió a la formación del Pangea supercontinente. ROTURA DE PANGEA EN LOS ANDES La primera evidencia de ruptura se puede ver en los Andes del norte con la separación de Laurentia y la apertura de la mexicana Golfo, que precedió a la formación del Océano Atlántico. Varios sistemas de grietas, como los Uribantes, Machiques y Espino grabens en Venezuela (Alemán y Ramos, 2000; Cediel et al., 2003), o las diversas grietas reconocidas en el sótano subsuperficial de la Cordillera Oriental de Colombia (SarmientoRojas et al., 2006), desarrollado entre el último triásico y el Jurásico temprano. En ese momento, la mayor parte del sótano se acumuló contra el protomargin de Gondwana fue sometido a la extensión. Las estructuras de Rift eran concentrado en la pared colgante de las suturas anteriores, como se ve en las cuencas de la falla Pucará del centro y norte de Perú y descrito por Mathalone y Montoya (1995) (Fig. 11). Extensión continua a lo largo de la pared colgante de la sutura de los terrenos de Arequipa en el sur de Perú, junto con la deposición del Pérmico TardíoEarly Triásico Mitu Group, una secuencia de capas rojas, se evapora, y basaltos alcalinos con rocas ácidas menores descritas por Kontak et al. (1990), Carlotto (2002) y Sempere et al. (2002).

Estas rocas también están asociadas con algunos pequeños graníticos acciones e intrusiones sienitas. Como señaló Kontak (1985) y Sempere (1995), la interfaz entre el cratón de Amazonia y el orogen era una zona débil que controlaba el emplazamiento de granitos, como el batolito de Carabaya, y algunos alcalinos rocas volcánicas lejos del arco magmático. Díaz Martínez et al. (2000) y Ramos (2008a) reconocieron que esta vieja sutura entre el cratón de la Amazonía y el terreno de Arequipa se reactivó durante la extensión, y también por la reactivación del huelgo-deslizamiento en los primeros tiempos del Paleozoico y el Paleozoico tardío Triásico Inferior. El emplazamiento de granitos peraluminosos de alta K dentro de la placa y rocas volcánicas shoshoníticas continuaron durante el Oligoceno tardío y Miocene a lo largo de la sutura en lo que Jiménez y LópezVelázquez (2008) identificó como el cinturón de Huarinas. Una gran provincia ignimbrítica de composición riolítica conocida como la provincia de Choiyoi (Kay et al., 1989) se desarrolló desde el norte Chile en la latitud de Salar de Atacama (23 ° 30'S lat.) a lo largo de los Andes principales a la Patagonia extraandina (42 ° S) más de 2000 km de la cordillera. Esta provincia se compone de Granitoides tardíos del Paleozoico y rocas volcánicas ácidas asociadas que muestran un cambio de una configuración de arco magmático relacionado con la subducción al vulcanismo extensional generalizado (Fig. 12A) en el Pérmico-Triásico Temprano (Mpodozis y Ramos, 1989; Mpodozis y Kay, 1992; Llambías y Sato, 1995). Este cambio ha sido atribuido a un colapso extensional después de una compresión significativa evento de deformación conocido como la fase orogénica de San Rafael (Kay et al., 1989) o al empinamiento de la zona de subducción después de gran migración de antepaís del arco asociado con una losa plana período (Martínez, 2005; Ramos y Folguera, 2009). Esta extensión propagado al sur y al este en el Chon Aike

provincia, otra provincia ignimbrítica riolítica de principios a medios Edad Jurásica (Kay et al., 1989) que fue depositada en un volcánico configuración del rift anterior a la apertura del Atlántico Sur (Ramos, 2002). Una serie de sistemas rift triásicos con una tendencia NW en el norte Chile y Argentina son bien conocidos desde los primeros trabajos de Charrier (1973). Las grietas fueron emplazadas en la pared colgante de las suturas anteriores entre los diferentes terrenos Paleozoicos (Fig. 12B), según lo establecido por Uliana y Biddle (1988) y Ramos y Kay (1991). El sistema de ruptura del Triásico-Jurásico Temprano, que estaba estrechamente relacionado vinculado a la desintegración de Pangea, fue seguido en el sur del sur América por la extensión del Jurásico Medio, que se desarrolló como el Cuenca ribereña Cañadón Asfalto en la Patagonia central (Figari et al., 1996). La extensión se había desarrollado tan al sur como Rocas Verdes Cuenca marginal en el Jurásico tardío (Dalziel et al., 1974; Hervé et al., 2000). Estas cuencas formadas como consecuencia de la apertura del Mar de Weddell entre la Península Antártica y la Cordillera Patagónica a 160 Ma, como lo indica la edad de las anomalías magnéticas y reconstrucciones paleogeográficas (Ghidella et al., 2007; Ramos y Ghiglione, 2008). El margen occidental del centro y sur de Sudamérica experimentó una gran extensión en el Jurásico Superior al Cretácico Inferior que resultó en el desarrollo del sistema de ruptura de Salta en el norte Argentina y el oeste de Bolivia (Salfi ty y Marquillas, 1994). Esta extensión se propagó al margen atlántico por medio de un serie de grietas de norte a sur, que concluyeron con el apertura del Océano Atlántico Sur (Fig. 12B). TECTONICA COLISIONAL EN LOS ANDES En su trabajo pionero, Irving (1971) reconoció que la mayoría de los Andes septentrionales occidentales se formaron por rocas oceánicas

al oeste del sistema de fallas Dolores-Romeral (actualmente conocido como el Falla Romeral-Peltetec; Fig. 13). Este trabajo fue complementado por la propuesta de obducción de esta corteza oceánica (Restrepo y Toussaint, 1974), lo que condujo a la interpretación actual de un orógeno colisional. Este concepto fue desarrollado por Barrero (1979) y Restrepo y Toussaint (1988) en Colombia, y por Feininger (1987) en Ecuador y norte de Perú. Geoquímico, datos petrológicos, isotópicos y geocronológicos, junto con evidencia de una deformación intensa, asociada en parte con blueschist metamorfismo, limitar la evolución en tres principales etapas siguiendo las propuestas de Aspden y McCourt (1986), Mégard (1987, 1989), Duque Caro (1990), Aleman y Ramos (2000), Cediel et al. (2003), López Ramos y Barrero (2003), y Vallejo (2007), entre otros. Estas tres etapas son: inicial colisión de una serie de arcos isleños durante el Cretácico Inferior (Aspden et al., 1987); colisión de la meseta oceánica del Caribe a lo largo del margen en el Cretácico tardío-Paleoceno (Dewey y Pindell, 1986; Burke, 1988); y colisión final de un arco de isla de afinidades caribeñas en tiempos del Mioceno (Dengo, 1983; Duque Caro, 1990). Colisiones de arco de la isla Fragmentos de rocas oceánicas asociadas con metamorfismo blueschist las facies a lo largo del sistema de falla Romeral se interpretan como la sutura entre estas rocas y el margen mesozoico temprano de América del Sur (Fig. 13). Estos muy deformados y alterados fragmentos oceánicos han recibido varios nombres desde el terrane propuesta de Etayo Serna y Barrero (1983). Uno de los más se realizaron estudios detallados en el área de Amaime, donde se Esquistos de Lawsonite-Glaucophane y, localmente, eclogites eran emplazado tectónicamente en las rocas metamórficas paleozoicas durante

el mesozoico (Aspden y McCourt, 1984). Asociado con acreción, hubo un período importante de metamorfismo dinámico a lo largo de la Cordillera Central de Colombia y la Cordillera Real de Ecuador. Este episodio, conocido en el sur de Ecuador como el evento Peltetec, ocurrió alrededor de 125-132 Ma, basado en edad de las rocas metamórficas de alta presión que se considera representan la edad de emplazamiento de los blueschists (Feininger, 1982; Aspden et al., 1992b; Litherland et al., 1994). Este evento refl ects la acreción de un arco de la isla del Cretácico temprano a lo largo del oeste margen de la Cordillera Real, según lo reconocido por Aspden y Litherland (1992) y Litherland et al. (1994). Ellos reconocieron la sutura del Cretácico Inferior más al sur, así como el emplazamiento del complejo ophiolítico Raspas y blueschists asociados a 132 Ma (Apsden et al., 1995; Reynaud et al., 1999). El estudio por Bosch et al. (2002) concluyeron que el último Jurásico-Temprano Sutura cretácea observada a lo largo del sistema de fallas Romeral-Peltetec exhibe conjuntos de alta presión y metamórficos de bajo grado rocas, lo que sugiere que esta sutura estaba involucrada en al menos dos episodios distintos relacionados con la acreción de un arco de la isla y colisión posterior de una meseta oceánica. Otros autores han interpretado parte de estas colisiones como el cierre de una cuenca de backarc que registró la sedimentación del Cretácico Inferior (Bourgois y otros, 1987; Nivia et al., 2006). El principal supuesto está relacionado con la naturaleza del sótano metamórfico del margen occidental de la cuenca del Backarc conocida como la Arquía terrane en Colombia, que para algunos autores podría ser más antiguo que Paleozoico (Nivia et al., 2006). Debido a la intensa deformación y los desplazamientos de deslizamiento de la falla Romeral, no puede ser se pasó por alto que parte del protolito de este terreno Arquía podría se han derivado del sótano paleozoico de la Central

Cordillera. Problemas similares existen en el sur de Ecuador, donde el terreno Chaucha de Feininger (1986) ha sido interpretado como nonoceánico o diferente del terreno del Piñón basado en la existencia de areniscas cuarcíticas. Todas las exposiciones oceánicas a lo largo del Romeral-Peltetec sistema de fallas se agrupan como un solo episodio aquí (Fig. 13) y relacionado con la temprana acreción de algunos terrenos oceánicos de las islas tales como Amaime, Peltetec, Raspas y Chaucha, entre otros. Esta acreción ocurrió antes de la colisión del Cretácico superior de la meseta propuesta por Pindell y Tabbutt (1995), Alemán y Ramos (2000), y Bosch et al. (2002). Durante el medio Jurásico a principios del Cretácico, también se desarrolló un arco magmático en el sótano continental como el arco de la isla se acercaba la Cordillera Central, como lo reconocen Toussaint y Restrepo (1994) y Aleman y Ramos (2000) (ver Fig. 14). Colisión de la meseta oceánica Las cordilleras occidentales de Colombia y Ecuador contienen Turbiditas del Cretácico superior con pequeñas pero significativas fallas limitadas por fallas de basaltos y rocas ultramáficas que eran anteriormente interpretado como una roca de basalto en el medio del océano (MORB) ensamblaje (Lebras et al., 1987) pero más tarde reconocido como un oce secuencia de meseta análoga (Cosma et al., 1998; Reynaud et al., 1999; Lapierre et al., 2000) y una mezcla tectónica. Ha habido varias interpretaciones para la característica y génesis de esta meseta oceánica. La propuesta original de Feininger (1986), que las piezas de rocas oceánicas agrupadas en un solo El terreno Piñón se acrecentó al margen continental, fue desafiado por los trabajadores subsecuentes (Kerr et al., 2002; Hughes y Pilatasig, 2002, entre otros), quien propuso una serie de colisiones entre el Cretácico Superior y el Eoceno. Sin embargo, reciente

trabajo basado en aspectos petrológicos, geocronológicos y paleomagnéticos terrenos, ha demostrado que múltiples mesetas (o terranes) pueden ser excluido Por ejemplo, los datos paleomagnéticos indican un solo meseta oceánica que se fragmentó durante la colisión con el sur Placa americana, dando lugar a distintos bloques estructurales (Luzieux et al., 2006). Del mismo modo, los nuevos datos U-Pb SHRIMP zircon muestran una limitada tiempo entre 87.10 ± 1.66 Ma y 85.5 ± 1.4 Ma para el formación de la meseta oceánica (Vallejo et al., 2006, este volumen). La meseta oceánica continúa en Colombia como parte de el terreno de Dagua (Etayo Serna y Barrero, 1983; Alemán y Ramos, 2000), aunque otros autores como Cediel et al. (2003) y López Ramos y Barrero (2003) favorecen el multiepisodic colisiones Los datos geoquímicos disponibles muestran el uniforme composición de las rocas oceánicas, que también se interpreta como la vanguardia de la meseta caribeña (Kerr et al., 1998) que colisionó con la placa sudamericana a los 75-65 Ma (Ramos y Alemán, 2000; Cediel et al., 2003). La subducción ocurrió por encima de la meseta oceánica en el Pacífico lado, como lo han demostrado los ensamblajes de arco volcánico que se han descrito superyacentes a la meseta (Lebras et al., 1987; Toussaint y Restrepo, 1994; Reynaud et al., 1999; Alemán y Ramos, 2000). Al mismo tiempo, la meseta que se acercaba generaba un arco magmático en la Cordillera Central de Colombia y la Cordillera Real de Ecuador hasta el Cretácico superior. los Granitos del Paleoceno del gran batolito de Antioquia (59-57 Ma), que es parcialmente posterior a la colisión de la meseta de Dagua, puede representan un episodio de ruptura de la losa que se desarrolló en el norte Cordillera Central al este de Medellín. Chocó Chocó La Serranía de Baudó a lo largo del margen pacífico de Colombia ha sido descrito como un terreno oceánico alóctono

acrecido a América del Sur durante el Cenozoico (Dengo, 1983; Case et al., 1984; Restrepo y Toussaint, 1988). Esta área tiene sido interpretado como parte de un bloque más grande que incluye el Darien de Panamá, el arco de Acandí (Fig. 13), y una astilla del Oeste Cordillera, llamado el terreno del Chocó por Duque Caro (1990), después Dengo (1983). Basado en citas bioestratigráficas precisas, Duque Caro (1990) limitó el atraque del terreno del Chocó en California. 13 Ma. El sótano de este terreno ha sido interpretado como una parte diferente de la meseta caribeña basada en geoquímica y datos isotópicos (Kerr y Tarney, 2005), aunque tiene una edad similar a la meseta oceánica de Dagua. Un sector importante de la Cordillera Occidental en las latitudes del terreno Chocó, al norte de la falla Garrapatas, es considerado como un terreno independiente (Cediel et al., 2003) llamado el terreno de Cañas Gordas después de Etayo Serna y Barrero (1983). Basado en el mismo isotópico y geoquímico características al norte y al sur de esta falla, Aleman y Ramos (2000) consideró que el bloque Cañas Gordas es parte de el terreno de Dagua. La inusual convergencia tectónica hacia el este de el terreno de Cañas Gordas (Bourgois et al., 1987; López Ramos y Barrero, 2003), en comparación con la parte sur de el terreno de Dagua, se puede explicar por una transposición del estructura relacionada con la deformación miocena asociada con el atraque del terreno del Chocó (Fig. 14). Datos isotópicos y paleomagnéticos dirigidos Kerr y Tarney (2005) considerar las rocas mafiosas y ultramáficas de la isla de Gorgona ser parte del terreno del Chocó y, al mismo tiempo, independiente de la meseta oceánica de la Cordillera Occidental. La evolución tectónica general de las rocas oceánicas de sector occidental de los Andes del Norte que se formó como parte de la La meseta del Caribe y se formó sobre el punto caliente de Galápagos es resumido en la Figura 14. CAMBIO EN EL RÉGIMEN TECTÓNICO ANDINO

La Cordillera Andina en su conjunto fue sometida a un importante cambio en el régimen tectónico durante mediados del Cretácico. Esta cambio de un régimen extensional a un régimen compresional ha sido reconocido desde los primeros trabajos de Vicente (1970) y Auboin y col. (1973), pero las causas reales de este cambio fueron pasado por alto. Mpodozis y Ramos (1989) observaron la importancia variación en el régimen tectónico y magmatismo de la extensión y rocas de mafz poco evolucionadas en el Cretácico Inferior a compresión y rocas andesíticas a dacíticas en el Cretácico superior a Cenozoico a lo largo de los Andes Argentino-Chilenos. Estos autores, siguientes Levi y Aguirre (1981) y Levi et al. (1985), asignado este cambio en el desarrollo y el cierre de un marginado enialial cuenca debido a la reorganización del estrés controlada por cambios en la tasa de convergencia. El estudio de Daly (1989) en los Andes de Ecuador fue uno del primero en relacionar estos cambios con la velocidad de retroceso de la zanja, un criterio seguido por Ramos (1999, 2000), quien reconoció esto cambio en el régimen tectónico desde Colombia hasta el extremo sur Los Andes en el Cretácico medio. Los estudios de Somoza (1996) y Somoza y Zaffarana (2008) demostraron que América del Sur paleopoles y el marco de punto de acceso móvil proporcionan un válido escenario cinemático para explicar los regímenes tectónicos. Ellos relacionaron la tectónica extensional en las primeras etapas con divergencia episódica entre la trinchera y el interior continental. El principio de contracción se relacionó con la aceleración hacia el oeste de América del Sur, lo que sugiere que el continente comenzó a prevalecer la trinchera en el Cretácico superior. Este cambio en la tectónica andina régimen probablemente se asoció con una reorganización de placa principal a ca. 95 Ma, que resultó de la ruptura final de África y América del Sur durante la apertura del Océano Atlántico Sur.

El cambio en el régimen tectónico se muestra claramente por el fallas extensionales que dominan la subducción andina desde el Jurásico al Cretácico Inferior, incluido un período de nula o insignificante compresión en Aptian-Albian y posterior compresión en el Cretácico superior asociado con el cambio en el movimiento absoluto de América del Sur (Ramos, 1999) (Fig. 15). Evidencia para este cambio se ha descrito en los Andes septentrionales por Gómez et al. (2005) y en los Andes centrales por Mpodozis et Alabama. (2005). Este escenario comenzó como una consecuencia de la ruptura de Gondwana occidental y oriental a ca. 180 Ma y la apertura del Océano Índico, que coincidió con el comienzo de la subducción a lo largo del margen pacífico de América del Sur. El columpio entre rifting relacionado con la desintegración de Pangea y extensional subducción debido al movimiento absoluto de Gondwana occidental a el noreste se muestra claramente por el cambio en la naturaleza del magmatismo. El mafi cio alcalino dentro de la placa de rocas volcánicas en el Triásico (Ramos y Kay, 1991; Mpodozis y Cornejo, 1997) dio paso a las rocas calcáreas alcalinas mafi c típicas de los arcos magmáticos (Gana y otros, 1994). Este ajuste extensional duró hasta el final apertura del Océano Atlántico Sur, cuando comenzó la compresión (Ramos, 2000). CICLO OROGÉNICO EN UN MARGEN DE TIPO ANDINO El concepto de que los procesos orogénicos eran intermitentes y esporádica en un sistema andino se ha atrincherado en todos las hipótesis y teorías de la construcción de montañas, como la geosynclinal (Groeber, 1951), o el geoliminar (término acuñado por Auboin y Borrello, 1966) ciclo andino. Con el nuevo enfoques derivados de la aplicación de placas tectónicas, varios se han hecho intentos para explicar la escasez y esporádicos carácter de episodios de construcción de montañas a través del tiempo. El primero

propuestas, como la de Charrier (1973), relacionaron cambios a tasas de convergencia. Para Charrier (1973), hubo una estrecha correlación entre las interrupciones en la propagación y la compresión global períodos seguidos de extensión, que se alternaba en un ritmo patrón. Esta propuesta fue mejorada por Frutos (1981), para quien cambios en las direcciones y las tasas de propagación en el fondo del mar controlado cortas fases orogénicas de compresión que alternan con periodos más largos de extensión. Él imaginaba el comienzo períodos de tasas de convergencia de placas relativamente más altas, tales como en 110-85, 76-70, 63-60, 49-45, 35-33, 16-13 y 7 Ma, como responsable de la compresión y una periodicidad orogénica después episodios de quietud relativa. El descubrimiento de largos períodos de extensión fueron puntuados por episodios cortos de compresión proporcionó el marco para el modelo andino de la década de 1980 (Aguirre, 1987). Sin embargo, los modelos que abordan las variaciones de la convergencia tasas desarrolladas por Pardo Casas y Molnar (1987) y Somoza (1998) demostró que la deformación en algunos momentos aceleró cuando las tasas de convergencia disminuyeron, como en los últimos 20 m.y. (Oncken et al., 2006). Estos datos también mostraron que la alternancia entre la compresión y la extensión no fue ni rítmica ni global, ni siquiera a lo largo de los Andes, como se aceptó previamente. Deformación los episodios no fueron coetáneos, y las fases diastróficas, cuando fecha exacta, no coincidió en los diferentes segmentos a lo largo Los Andes (Mpodozis y Ramos, 1989). Los períodos de subducción de losa plana han demostrado tener signifi cance en la construcción de montañas, basado en la correlación precisa entre episodios deformacionales y magmatismo en diferentes segmentos (Jordan et al., 1983a, 1983b; Kay et al., 1987, 1988, 1991). Estudios recientes han mostrado procesos similares en el Bucaramanga la losa plana en el norte de Colombia como en el presente Perú y

Los segmentos de losas planas de Pampean (Gutscher et al., 2000; Ramos et al., 2002). Los trabajos recientes han revelado que la confi guración actual de La subducción plana no fue única, sino que ha sido común característica a través del tiempo. Procesos de Shallowing y Steepening afectar el margen andino ha sido reconocido en diferentes segmentos, según lo descrito por Coira et al. (1993), Sandeman et al. (1995), Kay et al. (1999) y James y Sacks (1999). Nueva evidencia permite el reconocimiento de una secuencia casi completa de fl atslab subducción a lo largo del margen andino (Fig. 16) durante la tarde Tiempos mesozoicos y cenozoicos, según lo descrito por Ramos y Folguera (2009). La propuesta de que esos episodios no son tan extraordinarios ha llevado a la sugerencia de que estos procesos son factores clave en el control de la construcción de montañas y en el reconocimiento de un ciclo orogénico que se asemeja a los procesos descritos largo Hace por Dickinson y Snyder (1979) en el oeste de América del Norte. Con base en esta nueva evidencia, un ciclo orogénico conceptual se propone con las siguientes etapas. Estas etapas han llevado a deformación significativa, magmatismo y episodios repetidos de la construcción de montañas en el margen andino (Fig. 17). Quiescencia, ausencia de deformación y arco incipiente Magmatismo Períodos de inactividad, donde no se ha producido deformación han sido reconocidos en diversos momentos en segmentos andinos separados. Uno de los más notables fue el comienzo de un nuevo período de subducción activa después de la ruptura del Farallón placa después de 27 Ma, marcando un nuevo período de magmatismo de arco. los Subducción más ortogonal de la placa de Nazca recientemente formada coincidió con un incipiente magmatismo. La actividad volcánica comenzó con mafi c, magmatismo poco evolucionado que posteriormente

cambiado a una composición más andesítica a dacítica formada en el Frente volcánico a ~ 280-300 km de la trinchera. Hay escaso evidencia de deformación compresional en este momento. Crustal el espesor fue normal o ligeramente atenuado. Hubo algunos subsidencia de cuenca localizada todavía relacionada con la extensión activa en el Antearco chileno (Jordan et al., 2006, 2007), pero en el retroarc, se relacionó principalmente con la caída térmica de la atenuación previa. El Oligoceno fue un período de extensión significativa a través de todos los Andes se relacionan con una disminución signifi cativa del movimiento absoluto de América del Sur (Russo y Silver, 1996). Expansión del arco magmático y deformación relacionada La actividad magmática en algunos casos comenzó a expandirse hacia el antepaís, mientras que en otros, se mantuvo constante (Kay et al., 1987, 1988; Mpodozis y Ramos, 1989). Este cambio en el volcánico el frente variaba de un segmento a otro. Algunas áreas pueden tener se sometió a erosión cortical signifi cativa por subducción, tal como se propuso por Ramos (1988b), Stern (1991), y Stern y Mpodozis (1991), mientras que otros son estables. En segmentos donde es significativo la erosión de la corteza ha avanzado, una sorprendente correlación entre la composición, el cambio de arco y la deformación han sido reconocidos por Haschke et al. (2002) a 21 ° S-23 ° S y Kay et al. (2005) en 33 ° S-36 ° S latitudes. La migración del magmatismo aumenta el calor flujo y posterior desarrollo de transiciones frágilesdúctiles en la corteza, favoreciendo la deformación del sótano Debilitamiento térmico de la corteza produce una ola de acortamiento, que se representa claramente a través de los Andes (Ramos, 1988b; Mpodozis y Ramos, 1989; Kay y Abbruzzi, 1996), y también confirmado por modelado numérico, que muestra ese desplazamiento de la deformación hacia el antepaís está asociado con el calentamiento térmico (Quinteros et al., 2006). La formación de cuencas está controlada por la incipiente sedimentación de cuencas de antepaís

(Jordan, 1995). Oscurecimiento de la zona de subducción y engrosamiento de la corteza Esas áreas donde la disminución de la zona de Benioff tiene producido muestran una ampliación claramente marcada del arco, como en el segmento entre 30 ° S y 33 ° S de latitud. Térmico asociado el debilitamiento aumenta el engrosamiento de la corteza en aquellas áreas donde suturas o reologías débiles enfocan la deformación en el sótano (Ramos et al., 2002), lo que lleva a la fragmentación del antepaís como se ve incipientemente en las Sierras Pampeanas (Jordan y Allmendinger, 1986). Como consecuencia del engrosamiento de la corteza, la composición de los magmas y sus productos de arco cambian (Kay et al., 1991; Kay y Mpodozis, 2002). El desarrollo del arco magmático en una corteza engrosada hace que los magmas se detengan en la base de la corteza en el campo de estabilidad de granate, produciendo un residuo eclogitico en el interfaz corteza-manto (Kay et al., 1991). Inversiones tectónicas de fallas extensionales formadas en anteriores los ajustes son comunes, pero la deformación se concentra en los orogénicos frente donde las tectónicas de piel gruesa y fina están activas. La formación de cuenca acompaña la migración del frente de empuje (Jordan et al., 1988). Subducción plana de losa, caída magmática y deformación Esas áreas donde se desarrolló la subducción de losa plana acoplamiento importante entre las placas superior e inferior, llevando a una deformación intracrustal significativa. Terremotos Crustales relacionados con el acortamiento del sótano se ven en la central Segmentos de Perú y Pampean (Dorbath et al., 1991; Cahill y Isacks, 1992; Smalley et al., 1993). Estas áreas concentran el máxima liberación de energía sísmica, como se muestra en Bucaramanga, un área concentrada de liberación de energía, Perú y los segmentos pampeanos (Gutscher et al., 2000). Deshidratación de la losa oceánica

no contribuye a la cuña astenosférica, produciendo última actividad efímera a 700 km de distancia de la trinchera, como visto a 33 ° S de latitud (Kay y Gordillo, 1994). En cambio, la deshidratación contribuye al metasomatismo del manto litosférico, como se propuso por James y Sacks (1999). La deformación de la corteza está en su máximo, y antepaís roto las cuencas dominan (Jordan et al., 1983a, 1993). Intermontano las cuencas son frecuentes, como las del centro de Perú (Marocco) et al., 1995) y en los bolsones de las Sierras Pampeanas (Ramos, 2000). La disminución de la zona de subducción no siempre lograr una etapa de losa plana, y varios ejemplos muestran que el empinamiento de la subducción puede comenzar antes de la horizontalización de la losa oceánica en el área retroarc (Ramos y Folguera, 2005; Ramos y Kay, 2006; Kay et al., 2006; Kay y Coira, este volumen). Steepening de subducción y colapso extensional Después de un período sin magmatismo, el arco magmático se reanuda en las áreas orientales exteriores y comienza a retirarse hacia la trinchera, como se describe en el sur del Perú por James y Sacks (1999) y en el altiplano norte de la Puna por Kay et al. (1999). Este periodo coincide con la inestabilidad del campo de estrés, como lo describe Allmendinger et al. (1997) en el altiplano boliviano, y localizado las fallas extensionales están activas junto con la placa interior monogenética magmatismo básico (Allmendinger et al., 1989; Riller et al., 2001; Matteini et al., 2002). Una evolución contrastante del grosor anteriormente descrito corteza del Altiplano o Puna, que supera los 65 km de espesor (Götze et al., 1994; Götze y Krause, 2002; Beck y Zandt, 2002), se ve en aquellas áreas donde el empinado se produce en una corteza delgada o normal. En áreas, como el sur de Mendoza segmento (35 ° S a 36 ° S), el empinamiento está asociado con magmatismo básico de océano-isla de basalto (OIB) en el antepaís

(Ramos y Kay, 2006; Kay et al., 2006) y extensa extensional colapso (Folguera et al., 2003, 2007, 2008). Retreat of Arc Magmatism y Crustal and Lithospheric Delaminación Se produce el retroceso de un arco magmático en una corteza engrosada parcialmente coetáneo con desarrollo extenso de calderas y flujos ignimbríticos, como los de la volcánica PunaAltiplano complejo (de Silva, 1989; Kay et al., 1999; Caffe et al., 2002; Zandt et al., 2003). Este magmatismo dacítico generalizado está asociado con elevación de la meseta, según lo descrito por Coira et al. (1993), Gubbels et al. (1993), Beck y Zandt (2002) y Garzione et al. (2006). Estos derretimientos dacíticos generalizados son la expresión de delaminación cortical, postulado por Kay y Mahlburg-Kay (1993) para ser una consecuencia de la inestabilidad de la corteza generada por una corteza inferior más eclogítica y más densa en contacto con una astenosfera menos densa. En los últimos años, muchos experimentos geofísicos tienen confirmó el flujo de calor anormal de esta área, la falta de densidad litosfera del manto, el hundimiento parcial de la litosfera del manto en la astenosfera, la composición ácida de la corteza inferior, y varias otras características producidas durante la inclinación de la losa e inyección de astenosfera caliente en el manto metasomatizado (ver Oncken et al., 2006). Para más detalles sobre la Puna-Altiplano región y delaminación, ver Kay y Coira (este volumen). Levantamiento y Deformación final de Foreland El levantamiento térmico, como lo predijo Isacks (1988), ha sido confirmado por un nuevo conjunto de datos. Los estudios de Roeder (1988) y Roeder y Chamberlain (1995) establecieron que palinspastic las restauraciones de secciones estructurales de la corteza superior no muestran solo un considerable acortamiento superior a 300 km, pero también un significativo no puede cantidad de desequilibrio cortical. Estos estudios mostraron que faltaba parte de la corteza inferior, así como la correspondiente

manto litosférico Los estudios (Beck et al., 2002) en el boliviano Altiplano muestra que la vieja interfaz entre el craton y el terreno acrecido de Arequipa, una zona de debilidad que controlaba magmatismo de extensión y dentro de la placa a través del tiempo (Jiménez y López-Velázquez, 2008), nuevamente se reactiva con la corteza delaminación Esto también fue confirmado por los estudios de función del receptor que mostró el desprendimiento del manto litosférico debajo la Puna (Schurr et al., 2006). Todos estos procesos condujeron a un aumento del flujo de calor de la Altiplano y Puna, lo que favorece un comportamiento dúctil de la parte inferior corteza, según lo previsto por Isacks (1988), y la posterior extrusión de la corteza superior para formar el cinturón de plegado y empuje de la Subandes. Este cinturón ha acortado más de 130 km en el último 7-6 m.y. (Baby et al., 1995; Allmendinger et al., 1997; McQuarrie, 2002; DeCelles y Horton, 2003). Las diferentes etapas reconocidas en la propuesta orogénica ciclo se resumen en la Figura 17. Aunque este es un conceptual modelo, aborda diferentes segmentos de los Andes durante el Cenozoico, y su aplicación se propone para algunos segmentos de el Mesozoico, e incluso especulativamente para los tiempos del Paleozoico. Es notable porque es un modelo comprobable que puede explicar el estructural, magmático y la formación de la cuenca en un tipo andino margen a través del tiempo OBSERVACIONES FINALES El presente resumen de la anatomía de los Andes descrito en diferentes momentos ilustra información significativa que puede ser extrapolado a otros sistemas. Los Andes actuales pueden estar segmentados en varias áreas discretas que experimentaron una evolución única y tenía una historia geológica compleja, pero eso tiene en común una serie de procesos que modelaron sus características tectónicas

con diferentes intensidades Uno de los principales controles es la confi guración actual de subducción de losa, que no solo es responsable de la presencia o ausencia de magmatismo, pero también la evolución estructural del área. Algunos otros factores, como las colisiones de crestas sísmicas, tienen papeles importantes en la deformación, actividad magmática y formación de cuencas. Su análisis está más allá de la descripción actual (para más detalles, ver Ramos, 2005; Michaud et al., Este volumen). El control climático sobre el levantamiento, la ubicación y el índice de exhumación, y geometrías estructurales es otro factor de primer orden en la evolución tectónica de los Andes (ver, por ejemplo, Montgomery et al., 2001; DeCelles y Horton, 2003; Strecker et al., 2007; Blisniuk et al., 2006; Ramos y Ghiglione, 2008). El analisis del control climático en la formación de los Andes también está más allá el alcance de este manuscrito Las observaciones finales se pueden agrupar en las siguientes aspectos: 1. El comienzo del sistema de subducción andino fue relacionado con la ruptura de Rodinia, que imprimió un fuerte Firma de Grenville en todos los terrenos continentales acrecidos al margen, y al protomargin de Gondwana en sí. Esta ruptura marcó el nacimiento de los Andes Paleozoicos. El Neoproterozoico se caracterizó por la apertura y el cierre a lo largo de la mayor parte del margen, pero todavía es poco conocido en las áreas tropicales porque de una densa cubierta vegetal y la mala calidad de los afloramientos. 2. Se produjo un cambio signifi cativo de fragmentos continentales como consecuencia de la tectónica de acreción que dominó el Paleozoico temprano. Fragmentos exóticos derivados de Laurentia alternó con el acoplamiento de terrenos parautochtonianos previamente separado del protomargin de Gondwana. Estas extensiones y etapas de compresión en la evolución del margen fueron controladas

por el movimiento absoluto de Gondwana vinculado a global reorganizaciones de placas, como se propone en el orógeno de Terra Australis por Cawood (2005). 3. Restos Laurentian en el margen de Gondwana son un testimonio en el sótano de los Andes del Norte a la LaurentiaColisión de Gondwana durante el Pérmico Temprano. Alto grado Terrenos metamórficos como Tahami en Colombia y Tahuin en el sur de Ecuador y el norte del Perú fueron separados de Laurentia y dejado atrás después de la colisión. Otras exposiciones, como los granitoides foliados de Tres Lagunas, también podrían haber sido parte de este conjunto de terrenos, pero más datos petrológicos y geoquímicos todavía son necesarios para confirmar esta afirmación. 4. Otros terrenos tardíos del Paleozoico son conocidos en la Central y Los Andes del sur, como los terrenos de Mejillonia y Patagonia, pero sus orígenes no están relacionados con una colisión de continente a continente. Tienen afinidades de Gondwana y son interpretados como parautópicos terranes. 5. Triásico a principios del Jurásico se asoció con el ruptura de Pangea. La extensión se concentró a lo largo del Pacífico margen y se centró en la pared colgante de la anterior suturas. Interfaces entre áreas cratónicas y terranes acrecidos favoreció el magmatismo y la extensión dentro de la placa, como en la Cordillera Real de Bolivia y su continuación al norte y al sur en Perú y Argentina, respectivamente. 6. Inicio de la subducción en el Jurásico temprano a lo largo del margen fue controlado por la ruptura de occidental y oriental Gondwana y la apertura del Océano Índico. Subducción con una velocidad de retroceso de la zanja negativa dominado Mesozoico temprano subducción, magmatismo y régimen extensional. Esta régimen extensional fue controlado por el movimiento absoluto de Gondwana occidental hacia el noreste, en la misma dirección que la placa de Farallon adyacente. 7. Un cambio importante en la geodinámica andina ocurrió en el

final del Cretácico Inferior cuando América del Sur se separó de África. El comienzo del movimiento absoluto hacia el oeste y el noroeste dio lugar a la actual configuración tectónica de compresión que controla el engrosamiento de la corteza y el levantamiento andino. El cambio también modificó sustancialmente la naturaleza y distribución del magmatismo a lo largo del arco volcánico. 8. La evidencia generalizada de la losa presente y pasada subducción apoya un ciclo orogénico andino conceptual que comienza después de un período de reposo con deformación incipiente y magmatismo; migración y expansión del arco magmático; cambiando del frente orogénico y la formación posterior de la cuenca de antepaís durante la reducción de la zona de subducción; acortamiento de la corteza y cuencas de antepaís rotas en la etapa de losas planas; empinamiento subsecuente y colapso extensional; delaminación cortical y litosférica; elevación térmica; y, finalmente, menor contracción dúctil cortical y formación de cinturón de plegado y empuje de piel fina en el adyacente áreas de antepaís. Este ciclo orogénico conceptual podría verse afectado en cualquier etapa por los cambios en la dinámica de subducción y, por lo tanto, en el orden y la intensidad de los procesos geológicos. De vez en cuando, después de un corto período de disminución de la zona de subducción, una la inclinación puede inhibir la formación de placa plana, pero una serie de y procesos similares aún pueden ser detectados. Por otro lado, el las condiciones iniciales de la placa superior dan lugar a diferentes magmáticos y comportamientos tectónicos. Las consecuencias de los procesos son diferentes en la corteza inicialmente gruesa o delgada. Una costra gruesa puede conducir a la delaminación cortical significativa y al magmatismo silícico generalizado, y una corteza delgada puede conducir a basalto retroarco generalizado magmatismo con o sin delaminación cortical a lo largo del eje

de la cordillera Si se interrumpe el shallowing, menor localizado extensión y escaso magmatismo pueden ser las únicas características que dar testimonio del ligero cambio en la geometría de la subducción. La importancia de este modelo orogénico andino es que puede ser probado y se puede aplicar a los Andes Paleozoicos, y otros lugares donde un sistema de subducción estaba o está activo. EXPRESIONES DE GRATITUD Se presentó una versión oral preliminar de este documento en 2006 "Conferencia de la columna vertebral de las Américas" en Mendoza, Argentina. Agradezco a Constantino Mpodozis, Suzanne M. Kay, Luis Pilatasig, Jorge Restrepo, Victor Carlotto, Osvaldo Ordoñez, y muchos otros, así como a todos mis colegas de la Laboratorio de Tectónica Andina de la Universidad de Buenos Aires Aires, durante años de discusiones animadas y creativas que tienen contribuido a nuestra comprensión actual de la evolución de la Andes. Agradezco los comentarios y críticas de Terry Jordan, Estanislao Godoy y Jairo Osorio. Gracias especiales