stringtranslate.com

Андская орогенез

Упрощенный набросок современной ситуации вдоль большей части Анд

Андская орогенезис ( исп . Orogenia andina ) — это продолжающийся процесс орогенеза , который начался в раннем юрском периоде и ответственен за подъем Андских гор . Орогенез обусловлен реактивацией долгоживущей системы субдукции вдоль западной окраины Южной Америки . В континентальном масштабе меловой (90 млн лет ) и олигоценовый (30 млн лет) периоды были периодами перестройки орогенеза. Детали орогенеза различаются в зависимости от сегмента и рассматриваемого геологического периода.

Обзор

Субдукционная орогенезис происходил на территории современной западной части Южной Америки с момента распада суперконтинента Родиния в неопротерозое . [ 1] Палеозойские пампейская , фаматинская и гондванская орогенезисы являются непосредственными предшественниками поздней Андской орогенезисы. [2] Первые фазы Андской орогенезисиси в юрском и раннем меловом периодах характеризовались тектоникой растяжения , рифтогенезом , развитием задуговых бассейнов и внедрением крупных батолитов . [1] [3] Предполагается, что это развитие было связано с субдукцией холодной океанической литосферы . [3] В период от среднего до позднего мела (около 90 миллионов лет назад) характер Андской орогенезисиис значительно изменился. [1] [3] Считается, что более теплая и молодая океаническая литосфера начала субдуцироваться под Южную Америку примерно в это же время. Такой вид субдукции считается ответственным не только за интенсивную контракционную деформацию , которой подвергались различные литологии, но также за подъем и эрозию, которые, как известно, происходили с позднего мела и далее. [3] Реорганизация тектоники плит со времени середины мела также могла быть связана с открытием южной части Атлантического океана . [1] Другим изменением, связанным с изменениями тектоники плит в середине мела, было изменение направления субдукции океанической литосферы, которая перешла от юго-восточного движения к северо-восточному движению около 90 миллионов лет назад. [4] Хотя направление субдукции изменилось, оно оставалось наклонным (а не перпендикулярным) к побережью Южной Америки, и изменение направления затронуло несколько разломов, параллельных зоне субдукции , включая Атакама , Домейко и Ликинье-Офки . [3] [4]

Палеогеография позднемеловой Южной Америки. Районы, подверженные андийской орогенезу, показаны светло-серым цветом, а стабильные кратоны показаны серыми квадратами. Указаны осадочные формации Лос-Аламитос и Ла-Колония , которые образовались в позднемеловой период.

Низкоугловая субдукция или субдукция плоской плиты была обычным явлением во время андийской орогенеза, что привело к сокращению и деформации земной коры и подавлению дугового вулканизма . Субдукция плоской плиты происходила в разное время в разных частях Анд, причем в настоящее время эти условия испытывают северная Колумбия (6–10° с.ш.), Эквадор (0–2° ю.ш.), северное Перу (3–13° ю.ш.) и северо-центральная часть Чили (24–30° ю.ш.). [1]

Тектонический рост Анд и региональный климат развивались одновременно и влияли друг на друга. [5] Топографический барьер, образованный Андами, остановил поступление влажного воздуха в нынешнюю пустыню Атакама. Эта засушливость, в свою очередь, изменила нормальное поверхностное перераспределение массы посредством эрозии и речного транспорта, изменив более позднюю тектоническую деформацию. [5]

В олигоцене плита Фараллон распалась, образовав современные плиты Кокос и Наска , что привело к ряду изменений в андийской орогенезе. Новая плита Наска затем была направлена ​​в ортогональную субдукцию с Южной Америкой, вызывая с тех пор подъем в Андах, но вызывая наибольшее воздействие в миоцене . В то время как различные сегменты Анд имеют свою собственную историю подъема, в целом Анды значительно поднялись за последние 30 миллионов лет ( олигоцен – настоящее время). [6]

Орогенез по сегментам

Колумбия, Эквадор и Венесуэла (12° с.ш.–3° ю.ш.)

Карта северо-южного параллельно морю рисунка возрастов горных пород в западной Колумбии. Этот рисунок является результатом андийской орогенеза.

Тектонические блоки континентальной коры , которые отделились от северо-западной части Южной Америки в юрском периоде, вновь присоединились к континенту в позднем мелу, столкнувшись с ним под углом. [6] Этот эпизод аккреции произошел в сложной последовательности. Аккреция островных дуг против северо-западной части Южной Америки в раннем мелу привела к развитию магматической дуги , вызванной субдукцией. Разлом Ромерал в Колумбии образует шов между аккрецированными террейнами и остальной частью Южной Америки. Вокруг границы мела и палеогена (около 65 миллионов лет назад) океаническое плато большой магматической провинции Карибского бассейна столкнулось с Южной Америкой. Субдукция литосферы по мере приближения океанического плато к Южной Америке привела к образованию магматической дуги, которая в настоящее время сохранилась в Кордильера-Реал в Эквадоре и Кордильера-Сентрал в Колумбии. В миоцене островная дуга и террейн (террейн Чоко) столкнулись с северо-западной частью Южной Америки. Этот террейн образует части того, что сейчас называется департаментом Чоко и Западной Панамой . [1]

Карибская плита столкнулась с Южной Америкой в ​​раннем кайнозое, но затем сместила свое движение на восток. [6] [7] Движение правого разлома между Южно-Американской и Карибской плитой началось 17–15 миллионов лет назад. Это движение было направлено вдоль серии сдвиговых разломов, но эти разломы сами по себе не объясняют всю деформацию. [8] Северная часть мегасдвига Долорес-Гуаякиль является частью систем правого разлома, в то время как на юге мегасдвиг проходит вдоль шва между аккретированными тектоническими блоками и остальной частью Южной Америки. [9]

Северное Перу (3–13° ю.ш.)

Наклон осадочных пластов формации Сальто-дель-Фрайле в Перу в сторону моря был вызван андской орогенезом.

Задолго до Андской орогенеза северная половина Перу подверглась аккреции террейнов в неопротерозое и палеозое . [10] Андская орогеническая деформация на севере Перу может быть прослежена до альбского (раннего мелового) периода. [11] Эта первая фаза деформации — фаза Мочика [ A] — подтверждается складчатостью отложений группы Касма вблизи побережья. [10]

Осадочные бассейны в западном Перу изменились с морских на континентальные условия в позднем мелу в результате общего вертикального подъема. Подъем в северном Перу, как полагают, связан с современным наращиванием террейна Пиньон в Эквадоре. Этот этап орогенеза называется перуанской фазой. [10] Помимо прибрежного Перу, перуанская фаза повлияла или вызвала сокращение земной коры вдоль Восточной Кордильеры и тектоническую инверсию бассейна Сантьяго в субандийской зоне . Однако основная часть субандийской зоны не была затронута перуанской фазой. [12]

После периода без значительной тектонической активности в раннем эоцене, в среднем и позднем эоцене наступила инкская фаза орогенеза. [11] [12] Ни одно другое тектоническое событие в западных перуанских Андах не сравнится с инкской фазой по масштабу. [11] [12] Горизонтальное сокращение во время инкской фазы привело к образованию складки Мараньон и надвигового пояса . [11] Несогласное залегание , пересекающее складку Мараньон и надвиговый пояс, показывает, что инкская фаза закончилась не позднее 33 миллионов лет назад в самом раннем олигоцене. [10]

Топографическая карта Анд от NASA . Южные и северные оконечности Анд не показаны. Боливийский ороклин виден как изгиб береговой линии и нижняя половина Анд на карте.

В период после эоцена северные перуанские Анды подверглись фазе кечуа орогенеза. Фаза кечуа делится на подфазы кечуа 1, кечуа 2 и кечуа 3. [B] Фаза кечуа 1 длилась от 17 до 15 миллионов лет назад и включала реактивацию структур фазы инков в Западной Кордильере . [C] 9–8 миллионов лет назад, в фазе кечуа 2, более старые части Анд на севере Перу были сдвинуты на северо-восток. [10] Большая часть субандийской зоны севера Перу деформировалась 7–5 миллионов лет назад (поздний миоцен) во время фазы кечуа 3. [10] [12] Субандийская зона была сложена в надвиговый пояс . [10]

Миоценовый подъем Анд в Перу и Эквадоре привел к увеличению орографических осадков вдоль его восточных частей и к рождению современной реки Амазонки . Одна из гипотез связывает эти два изменения, предполагая, что увеличение осадков привело к увеличению эрозии , а эта эрозия привела к заполнению предгорных бассейнов Анд сверх их емкости, и что именно избыточное осадконакопление бассейна, а не подъем Анд, заставило водосборные бассейны течь на восток. [12] Раньше внутренняя часть северной части Южной Америки впадала в Тихий океан.

Боливийский ороклин (13–26° ю.ш.)

Ранняя субдукция Анд в юрском периоде сформировала вулканическую дугу на севере Чили, известную как дуга Ла-Негра . [D] Остатки этой дуги сейчас обнажены в чилийском прибрежном хребте . Несколько плутонов были размещены в чилийском прибрежном хребте в юрском и раннем меловом периодах, включая батолит Викунья-Макенна . [14] Дальше на восток на схожих широтах, в Аргентине и Боливии, рифтовая система Сальта развивалась в позднем юрском и раннем меловом периодах. [15] Бассейн Салар-де-Атакама , который считается западным рукавом рифтовой системы, [16] накопил в позднем меловом и раннем палеогеновом периодах толщу осадков толщиной более 6000 м, теперь известную как группа Пурилактис . [17]

Бассейн Писко , около широты 14° южной широты, подвергся морской трансгрессии в эпоху олигоцена и раннего миоцена (25–16 млн лет назад [18] ). [19] Напротив, бассейн Мокегуа на юго-востоке и побережье к югу от бассейна Писко не испытали никакой трансгрессии в это время, но наблюдался устойчивый подъем суши. [19]

Начиная с позднего миоцена , регион, который впоследствии стал Альтиплано , поднялся с низких высот до более чем 3000 м над уровнем моря . По оценкам, за последние десять миллионов лет регион поднялся на 2000–3000 метров. [20] Вместе с этим поднятием в западном фланге Альтиплано образовалось несколько долин. В миоцене разлом Атакама сместился, подняв Чилийский береговой хребет и создав осадочные бассейны к востоку от него. [21] В то же время Анды вокруг региона Альтиплано расширились и превзошли по ширине любой другой сегмент Анд. [6] Возможно, около 1000 км литосферы было потеряно из-за литосферного сокращения. [22] Во время субдукции западный конец преддуговой области [E] прогнулся вниз, образовав гигантскую моноклиналь . [23] [24] Несколько южнее тектоническая инверсия , относящаяся к «инкской фазе» (эоцен?), наклонила слои группы Пурилактис и в некоторых местах также надвинула на них более молодые слои. [25]

Вид на Альтиплано и его крупнейшее озеро с Анкохума . Подъем плато Альтиплано является одной из самых ярких особенностей андского орогенеза.

Регион к востоку от Альтиплано характеризуется деформацией и тектоникой вдоль сложного складчатого и надвигового пояса . [23] В целом регион, окружающий плато Альтиплано и Пуна, был горизонтально укорочен с эоцена . [26] На юге Боливии литосферное укорочение заставило Андийский предгорный бассейн сместиться на восток относительно континента со средней скоростью около 12–20 мм в год в течение большей части кайнозоя. [22] [F] Вдоль аргентинского северо-запада поднятие Анд привело к разделению Андских предгорных бассейнов на несколько небольших изолированных межгорных осадочных бассейнов. [27] На востоке нагромождение земной коры в Боливии и аргентинском северо-западе привело к образованию в Парагвае северо-южного предгорья, известного как арка Асунсьон . [28]

Подъем Альтиплано, как полагают, обусловлен сочетанием горизонтального сокращения земной коры и повышением температуры в мантии (термическое истончение). [1] [23] Изгиб в Андах и на западном побережье Южной Америки, известный как Боливийский ороклин, был усилен кайнозойским горизонтальным сокращением, но существовал уже независимо от него. [23]

Помимо тектонических процессов мезомасштаба, особые характеристики региона Боливийский Ороклин–Альтиплано были приписаны различным более глубоким причинам. Эти причины включают локальное увеличение угла субдукции плиты Наска, увеличение укорочения земной коры и конвергенцию плит между плитами Наска и Южноамериканской, ускорение дрейфа на запад Южноамериканской плиты и рост напряжения сдвига между плитами Наска и Южноамериканской. Это увеличение напряжения сдвига, в свою очередь, может быть связано с дефицитом осадков в желобе Атакама , что вызвано засушливыми условиями вдоль пустыни Атакама . [6] Капитанио и др . приписывают подъем Альтиплано и изгиб Боливийского Ороклина разному возрасту субдуцированной плиты Наска, при этом более старые части плиты субдуцируют в центре ороклины. [29] Как говорит Андрес Тассара, жесткость коры Боливийского Ороклина является производной от термических условий. Кора западного региона ( преддуги ) ороклина была холодной и жесткой, сопротивляясь и сдерживая западный поток более теплого и слабого пластичного коркового материала из-под Альтиплано. [24]

Кайнозойская орогенез в Боливийском ороклине привела к значительному анатексису корковых пород, включая метаосадки и гнейсы, что привело к образованию пералюминозных магм . Эти характеристики подразумевают, что кайнозойская тектоника и магматизм в некоторых частях Боливийских Анд аналогичны тем, что наблюдаются в коллизионных орогенах . Пералюминозный магматизм в Кордильере-Ориентал является причиной минерализации мирового класса Боливийского оловянного пояса . [30]

Наклонные слои формации Якораите в Серрания-де-Хорнокаль на самом севере Аргентины. Андская орогенезис вызвал наклон этих изначально горизонтальных слоев .

Ученый Адриан Хартли полагает, что подъем Альтиплано усилил уже преобладающую засушливость или полузасушливость в пустыне Атакама , отбрасывая дождевую тень на регион. [31]

Центральная часть Чили и Западная Аргентина (26–39° ю.ш.)

На широтах между 17 и 39° ю.ш. позднемеловое и кайнозойское развитие Андского орогенеза характеризуется миграцией магматического пояса на восток и развитием нескольких форландовых бассейнов . [3] Считается, что миграция дуги на восток вызвана субдукционной эрозией . [32]

На широтах 32–36° ю.ш. — то есть в Центральном Чили и большей части провинции Мендоса — собственно андийская орогенез начался в позднем мелу, когда задуговые бассейны были инвертированы . Непосредственно к востоку от ранних Анд развивались форландовые бассейны, и их флексурное опускание вызвало проникновение вод из Атлантики вплоть до фронта орогена в маастрихте . [33] Анды на широтах 32–36° ю.ш. испытали последовательность подъемов в кайнозое, которая началась на западе и распространилась на восток. Начиная примерно 20 миллионов лет назад в миоцене, Главные Кордильеры ( к востоку от Сантьяго) начали подъем, который продолжался примерно до 8 миллионов лет назад. [33] С эоцена до раннего миоцена осадки [G] накапливались в бассейне расширения Абанико , вытянутом с севера на юг бассейне в Чили, который охватывал от 29° до 38° ю.ш. Тектоническая инверсия от 21 до 16 миллионов лет назад привела к обрушению бассейна и включению осадочных пород в Андийские кордильеры. [34] Лавы и вулканический материал, которые сейчас являются частью формации Фареллонес, накапливались, пока бассейн инвертировался и поднимался. [35] Миоценовый континентальный водораздел находился примерно в 20 км к западу от современного водораздела, который образует границу Аргентины и Чили . [35] Последующий речной врез сместил водораздел на восток, оставив старые плоские поверхности висеть. [35] Сжатие и поднятие в этой части Анд продолжаются и в настоящее время. [35] Главные Кордильеры поднялись на высоту, которая позволила развиться долинным ледникам около 1 миллиона лет назад. [35]

До того, как миоценовое поднятие Главной Кордильеры закончилось, Фронтальная Кордильера на востоке начала период поднятия, который длился от 12 до 5 миллионов лет назад. Дальше на восток Прекордильера была поднята за последние 10 миллионов лет, а Сьерра-Пампеанас испытала аналогичное поднятие за последние 5 миллионов лет. Геометрия более восточной части Анд на этих широтах контролировалась древними разломами, относящимися к орогенезу Сан-Рафаэль палеозоя . [33] Сьерра - де-Кордова (часть Сьерра-Пампеанас), где можно наблюдать эффекты древнего пампасного орогенеза , обязана своим современным поднятием и рельефом андскому орогенезу в позднем кайнозое . [36] [37] Аналогичным образом блок Сан-Рафаэль к востоку от Анд и к югу от Сьерра-Пампеанас был поднят в миоцене во время андского орогенеза. [38] В общих чертах наиболее активная фаза орогенеза в районе южной части провинции Мендоса и северной части провинции Неукен (34–38° ю.ш.) произошла в позднем миоцене, в то время как дуговой вулканизм произошел к востоку от Анд. [38]

На более южных широтах (36–39° ю.ш.) в отложениях бассейна Неукен зафиксированы различные юрские и меловые морские трансгрессии из Тихого океана . [H] В позднем мелу условия изменились. Произошла морская регрессия , и в Андах начали развиваться складчатые и надвиговые пояса Маларгуэ (36°00 ю.ш.), Чос-Малаль (37° ю.ш.) и Агрио (38° ю.ш.), которые продолжались до эоцена . Это означало прогресс орогенической деформации с позднего мела, что привело к тому, что западная часть бассейна Неукен сложилась в складчатые и надвиговые пояса Маларгуэ и Агрио. [39] [38] В олигоцене западная часть складчато-надвигового пояса подверглась короткому периоду тектоники растяжения , структуры которой были инвертированы в миоцене . [39] [I] После периода покоя складчатый и надвиговый пояс Агрио возобновил ограниченную активность в эоцене, а затем снова в позднем миоцене. [38]

На юге провинции Мендоса складчатый и надвиговый пояс Гуаньякос (36,5° ю.ш.) возник и рос в плиоцене и плейстоцене, поглощая западные окраины бассейна Неукен. [39] [38]

Северные Патагонские Анды (39–48° ю.ш.)

Южные Патагонские Анды (48–55° ю.ш.)

Синклиналь рядом с озером Норденшельд в национальном парке Торрес-дель-Пайне . Синклиналь образовалась во время андийского орогенеза.

Раннее развитие Андского орогенеза на самом юге Южной Америки затронуло также Антарктический полуостров . [42] В южной Патагонии в начале Андского орогенеза в юрском периоде тектоника растяжения создала бассейн Рокас-Вердес , задуговой бассейн , юго-восточное расширение которого сохранилось как море Уэдделла в Антарктиде. [42] [43] В позднем мелу тектонический режим бассейна Рокас-Вердес изменился, что привело к его трансформации в компрессионный форландовый бассейн — бассейн Магелланов — в кайнозое . Это изменение было связано с перемещением на восток депоцентра бассейна и обдукцией офиолитов . [42] [43] Закрытие бассейна Рокас-Вердес в меловом периоде связано с высокоградиентным метаморфизмом метаморфического комплекса Кордильера-Дарвин на юге Огненной Земли . [44]

По мере того, как андийский орогенез продолжался, Южная Америка отдалялась от Антарктиды в кайнозое, что привело сначала к образованию перешейка , а затем к открытию пролива Дрейка 45 миллионов лет назад. Отделение от Антарктиды изменило тектонику Огненных Анд на транспрессивный режим с трансформными разломами . [42] [J]

Около 15 миллионов лет назад в миоцене Чилийский хребет начал субдукцию под южную оконечность Патагонии (55° ю.ш.). Точка субдукции, тройное соединение, постепенно сместилась на север и в настоящее время находится на 47° ю.ш. Субдукция хребта создала движущееся на север «окно» или разрыв в астеносфере под Южной Америкой. [45]


Примечания

  1. ^ Фаза Мочика и другие фазы в Перу были названы Густавом Штайнманном (1856–1929), который установил первую хронологию структурных событий в центральном Перу. [10]
  2. ^ Обоснованность этого подразделения для описания позднейшей андийской орогенеза в Перу была поставлена ​​под сомнение, учитывая, что деформация могла быть непрерывной и мигрировать вдоль Анд. [12]
  3. ^ Фаза Кечуа 1 также затронула юг Перу и Восточную Кордильеру в Эквадоре. [10]
  4. ^ Ряд месторождений железной руды в северной части чилийского побережья, известный как Чилийский железный пояс, связан с магматизмом дуги Ла-Негра. [13]
  5. ^ Север Чили и самые западные окраины Боливии.
  6. ^ По крайней мере, в течение последних 55 миллионов лет.
  7. ^ Эти отложения сгруппированы в формации Абанико и Фареллонес . [34]
  8. ^ Эти морские отложения принадлежат группе Куйо , формации Тордильо, формации Аукилько и формации Вака Муэрта . [39]
  9. ^ Считается, что эта инверсия привела к закрытию бассейна Кура-Маллин , о чем свидетельствуют структурные исследования желоба Лонкопуэ. [40] Однако доказательства олигоценового расширения и рифтинга в юго-центральных Андах были подвергнуты сомнению. [41]
  10. ^ В настоящее время эти разломы превратились в ледниковые долины . [42]

Ссылки

  1. ^ abcdefg Рамос, Виктор А. (2009). «Анатомия и глобальный контекст Анд: основные геологические особенности и андийский орогенный цикл». Хребет Америки: мелководная субдукция, поднятие плато и столкновение хребтов и террейнов. Том 204. С. 31–65. doi :10.1130/2009.1204(02). ISBN 9780813712048. Получено 15 декабря 2015 г. . {{cite book}}: |journal=проигнорировано ( помощь )
  2. ^ Чарриер и др . 2006, стр. 113–114.
  3. ^ abcdef Charrier et al . 2006, стр. 45–46.
  4. ^ аб Хоффманн-Рот, Арне; Куковский, Нина; Дрезен, Георг; Эхтлер, Гельмут; Онкен, Онно; Клотц, Юрген; Шойбер, Эккехард; Келлнер, Антье (2006). «Наклонная конвергенция вдоль чилийской окраины: разделение, параллельные разломы и силовое взаимодействие на границе плит». В Онкене, Онно; Чонг, Гильермо ; Франц, Герхард; Гизе, Питер; Гетце, Ханс-Юрген; Рамос, Виктор А .; Стрекер, Манфред Р.; Виггер, Питер (ред.). Анды: активная субдукционная орогения . Спрингер. стр. 125–146. ISBN 978-3-540-24329-8.
  5. ^ ab Garcia-Castellanos, D (2007). "Роль климата в формировании высокогорных плато. Выводы из численных экспериментов". Earth Planet. Sci. Lett . 257 (3–4): 372–390. Bibcode :2007E&PSL.257..372G. doi :10.1016/j.epsl.2007.02.039. hdl : 10261/67302 .
  6. ^ abcde Орм, Энтони Р. (2007). «Тектоническая структура Южной Америки». В Веблен, Томас Т .; Янг, Кеннет Р.; Орм, Энтони Р. (ред.). Физическая география Южной Америки . Oxford University Press. стр. 12–17. ISBN 978-0-19-531341-3.
  7. ^ Керр, Эндрю К.; Тарни, Джон (2005). «Тектоническая эволюция Карибского бассейна и северо-западной части Южной Америки: случай аккреции двух позднемеловых океанических плато». Геология . 33 (4): 269–272. Bibcode : 2005Geo....33..269K. doi : 10.1130/g21109.1.
  8. ^ Одемард М., Франк А.; Певец П., Андре; Сула, Жан-Пьер (2006). «Четвертичные разломы и стрессовый режим Венесуэлы» (PDF) . Revista de la Asociación Geológica Argentina . 61 (4): 480–491 . Проверено 24 ноября 2015 г.
  9. ^ Frutos, J. (1990). «Андские Кордильеры: синтез геологической эволюции». В Fontboté, L.; Amstutz, GC; Cardozo, M.; Cedillo, E.; Frustos, J. (ред.). Stratabound Ore Deposits in the Andes . Springer-Verlag. стр. 12–15.
  10. ^ abcdefghi Пфиффнер, Адриан О.; Гонсалес, Лаура (2013). «Мезозойско-кайнозойская эволюция западной окраины Южной Америки: исследование Перуанских Анд». Geosciences . 3 (2): 262–310. Bibcode :2013Geosc...3..262P. doi : 10.3390/geosciences3020262 .
  11. ^ abcd Mégard, F. (1984). «Андский орогенный период и его основные структуры в центральном и северном Перу». Журнал Геологического общества, Лондон . 141 (5): 893–900. Bibcode : 1984JGSoc.141..893M. doi : 10.1144/gsjgs.141.5.0893. S2CID  128738174. Получено 26 декабря 2015 г.
  12. ^ abcdef Мора, Андрес; Бэби, Патрис; Роддас, Мартин; Парра, Маурисио; Брюссе, Стефан; Эрмоза, Уилбер; Эспурт, Николас (2010). «Тектоническая история Анд и субандийских зон: последствия для развития бассейна Амазонки». В Hoorn, C.; Весселинг, FP (ред.). Амазония, эволюция ландшафтов и видов: взгляд в прошлое . стр. 38–60.
  13. ^ Торнос, Фернандо; Ханчар, Джон М.; Мунисага, Родриго; Веласко, Франциско; Галиндо, Кармен (2020). «Роль субдукционной плиты и кристаллизации расплава в формировании систем магнетита (апатита), прибрежные Кордильеры Чили». Mineralium Deposita . 56 (2): 253–278. doi :10.1007/s00126-020-00959-9. ISSN  0026-4598. S2CID  212629723.
  14. ^ Чарриер и др . 2006, стр. 47–48.
  15. ^ Salfity, JA; Marquillas, RA (1994). «Тектоническая и осадочная эволюция мелово-эоценового бассейна группы Сальта, Аргентина». В Salfity, JA (ред.). Меловая тектоника Анд . С. 266–315.
  16. ^ Ройтер, Клаус-Дж.; Шаррье, Рейнальдо ; Гетце, Ханс-Й.; Шурр, Бернд; Виггер, Питер; Шойбер, Эккехард; Гизе, Питер; Ройтер, Клаус-Дитер; Шмидт, Сабина; Ритброк, Андреас; Чонг, Гильермо ; Бельмонте-Пул, Артуро (2006). «Бассейн Салар-де-Атакама: опускающийся блок на западной окраине плато Альтиплано-Пуна». В Онкене, Онно; Чонг, Гильермо ; Франц, Герхард; Гизе, Питер; Гетце, Ханс-Юрген; Рамос, Виктор А .; Стрекер, Манфред Р.; Виггер, Питер (ред.). Анды: активная субдукционная орогения . Спрингер. стр. 303–325. ISBN 978-3-540-24329-8.
  17. ^ Мподозис, Константино ; Арриагада, Сезар; Роперч, Пьеррик (6 октября 1999 г.). Геология от мела до палеогена бассейна Салар-де-Атакама, север Чили: переоценка стратиграфии группы Purilactis . Четвертый ISAG, Геттинген. Геттинген, Германия.
  18. ^ Devries, TJ (1998). «Олигоценовое осадконакопление и границы кайнозойской последовательности в бассейне Писко (Перу)». Журнал южноамериканских наук о Земле . 11 (3): 217–231. Bibcode : 1998JSAES..11..217D. doi : 10.1016/S0895-9811(98)00014-5.
  19. ^ ab Macharé, José; Devries, Thomas; Barron, John; Fourtanier, Élisabeth (1988). «Олиго-миоценовая трансгрессия вдоль побережья Тихого океана в Южной Америке: новые палеонтологические и геологические свидетельства из бассейна Писко (Перу)» (PDF) . Geódynamique . 3 (1–2): 25–37.
  20. ^ Чарриер и др . 2006, стр. 100–101.
  21. ^ Чарриер и др . 2006, с. 97.
  22. ^ ab DeCelles, Peter G.; Horton, Brian K. (2003). «Развитие форландового бассейна в раннем и среднем третичном периоде и история сокращения земной коры в Андах в Боливии». Бюллетень Геологического общества Америки . 115 (1): 58–77. Bibcode : 2003GSAB..115...58D. doi : 10.1130/0016-7606(2003)115<0058:etmtfb>2.0.co;2.
  23. ^ abcd Isacks, Bryan L. (1988). «Подъем Центрально-Андского плато и изгиб Боливийской ороклины». Журнал геофизических исследований . 93 (B4): 3211–3231. Bibcode : 1988JGR....93.3211I. doi : 10.1029/jb093ib04p03211.
  24. ^ ab Tassara, Andrés (2005). "Взаимодействие между плитами Наска и Южной Америки и формирование плато Альтиплано-Пуна: обзор анализа изгибов вдоль окраины Анд (15°-34° ю.ш.)". Tectonophysics . 399 (1–4): 39–57. Bibcode : 2005Tectp.399...39T. doi : 10.1016/j.tecto.2004.12.014.
  25. ^ Чарриер, Рейнальдо ; Ройтер, Клаус-Дж. (1990). «Группа Пурилактис Северного Чили: граница между дугой и задней дугой от позднего мела до эоцена». В Ройтер, Клаус-Йоахим; Шойбер, Эккехард; Виггер, Питер Дж. (ред.). Тектоника южных Центральных Анд. Springer, Берлин, Гейдельберг. стр. 189–202. doi :10.1007/978-3-642-77353-2. ISBN 978-3-642-77353-2.
  26. ^ Хонгн, Ф.; дель Папа, К.; Пауэлл, Дж.; Петринович, И.; Мон, Р.; Дерако, В. (2007). «Среднеэоценовая деформация и седиментация в переходе Пуна–Восточные Кордильеры (23°–26° ю.ш.): контроль за ранее существовавшими неоднородностями в модели начального сокращения Анд». Геология . 35 (3): 271–274. Bibcode :2007Geo....35..271H. doi :10.1130/G23189A.1. hdl : 11336/55884 .
  27. ^ Pingel, Heiko; Strecker, Manfred R.; Alonso, Ricardo N.; Schmitt, Axel K. (2012). «Неотектонический бассейн и эволюция ландшафта в Восточной Кордильере северо-западной Аргентины, бассейн Умауака (~24° ю.ш.)». Basin Research . 25 (5): 554–573. Bibcode : 2013BasR...25..554P. doi : 10.1111/bre.12016. hdl : 11336/3170 . S2CID:  111384903. Получено 26 декабря 2015 г.
  28. ^ Милани, Хосе; Залан, Педро Виктор (1999). «Очерк геологии и нефтяных систем палеозойских внутренних бассейнов Южной Америки». Эпизоды . 22 (3): 199–205. doi : 10.18814/epiiugs/1999/v22i3/007 .
  29. ^ Капитанио, ФА; Факценна, К.; Злотник, С.; Стегман, Д.Р. (2011). «Динамика субдукции и происхождение Андской складчатости и боливийского ороклина». Природа . 480 (7375): 83–86. Бибкод : 2011Natur.480...83C. дои : 10.1038/nature10596. hdl : 2117/16106 . PMID  22113613. S2CID  205226860.
  30. ^ Mlynarczyk, Michael SJ; Williams-Jones, Anthony E. (2005). «Роль коллизионной тектоники в металлогении Центрально-Андского оловянного пояса». Earth and Planetary Science Letters . 240 (3–4): 656–667. Bibcode : 2005E&PSL.240..656M. doi : 10.1016/j.epsl.2005.09.047.
  31. ^ Хартли, Адриан Дж. (2003). «Подъем Анд и изменение климата». Журнал Геологического общества, Лондон . 160 (1): 7–10. Bibcode : 2003JGSoc.160....7H. doi : 10.1144/0016-764902-083. S2CID  128703154.
  32. ^ Чарриер и др . 2006, с. 21.
  33. ^ abc Джамбиаджи, Лаура; Мескуа, Хосе; Бечис, Флоренция; Хок, Грегори; Суриано, Джульета; Спагнотто, Сильвана; Морейрас, Стелла Марис; Лоссада, Ана; Маццителли, Мануэла; Тураль Дапоза, Рафаэль; Фольгера, Алисия; Мардонес, Диего; Пагано, Диего Себастьян (2016). «Кайнозойская орогенная эволюция южных центральных Анд (32–36 ° ю.ш.)». В Фольгере, Андрес; Найпауэр, Максимилиано; Сагрипанти, Люсия; Гильоне, Матиас К.; Ортс, Дарио Л.; Джамбьяджи, Лаура (ред.). Рост Южных Анд . Спрингер. стр. 63–98. ISBN 978-3-319-23060-3.
  34. ^ ab Charrier et al . 2006, стр. 93–94.
  35. ^ abcde Шарье, Рейнальдо ; Итурризага, Лафасам; Шарретье, Себастьен; С уважением, Винсент (2019). «Геоморфологическая и ледниковая эволюция водосборов Качапоала и южного Майпо в Главных Андских Кордильерах, Центральное Чили (34–35 ° ю.ш.)». Андская геология . 46 (2): 240–278. дои : 10.5027/andgeoV46n2-3108 . Проверено 9 июня 2019 г.
  36. ^ Рапела, CW; Панкхерст, Р.Дж. ; Каске, К.; Бальдо, Э.; Сааведра, Дж.; Галиндо, К.; Фаннинг, CM (1998). «Пампейская складчатость южных прото-Анд: кембрийское столкновение континентов в Сьерра-де-Кордова» (PDF) . В Панкхерсте, Р.Дж.; Рапела, CW (ред.). Протоандская окраина Гондваны . Том. 142. стр. 181–217. дои :10.1144/GSL.SP.1998.142.01.10. S2CID  128814617 . Проверено 7 декабря 2015 г. {{cite book}}: |journal=проигнорировано ( помощь )
  37. ^ Рамос, Виктор А .; Кристаллини, Э.О.; Перес, Дэниел Дж. (2002). «Пампея плоская плита Центральных Анд». Журнал южноамериканских наук о Земле . 15 (1): 59–78. Бибкод : 2002JSAES..15...59R. дои : 10.1016/S0895-9811(02)00006-8. hdl : 11336/93813 .
  38. ^ abcde Рамос, Виктор А .; Мальбург Кей, Сюзанна (2006). «Обзор тектонической эволюции южных центральных Анд Мендосы и Неукена (35–39 ° южной широты)». В Мальбурге Кей, Сюзанна; Рамос, Виктор А. (ред.). Эволюция окраины Анд: тектонический и магматический взгляд от Анд до бассейна Неукена (35–39 ° южной широты) . стр. 1–17. ISBN 9780813724072.
  39. ^ abcd Рохас Вера, Эмилио Агустин; Ортс, Дарио Л.; Фольгера, Андрес; Самора Валькарсе, Гонсало; Боттези, Герман; Феннелл, Лукас; Кьякьярелли, Франциско; Рамос, Виктор А. (2016). «Переходная зона между южно-центральными и северными Патагонскими Андами (36–39 ° ю.ш.)». В Фольгере, Андрес; Найпауэр, Максимилиано; Сагрипанти, Люсия; Гильоне, Матиас К.; Ортс, Дарио Л.; Джамбьяджи, Лаура (ред.). Рост Южных Анд . Спрингер. стр. 99–114. ISBN 978-3-319-23060-3.
  40. ^ Рохас Вера, Эмилио А.; Фольгера, Андрес; Самора Валькарсе, Гонсало; Хименес, Марио; Мартинес, Патрисия; Руис, Франциско; Боттези, Герман; Рамос, Виктор А. (2011). «La fosa de Loncopué en el piedemonte de la Cordillera neuquina». Relatorio del XVIII Congreso Geológico Argentino . XVIII Congreso Geológico Argentino (на испанском языке). Неукен. стр. 375–383.
  41. ^ Кобболд, Питер Р.; Росселло, Эдуардо А.; Маркес, Фернандо О. (2008). «Где доказательства олигоценового рифтогенеза в Андах? Они находятся в бассейне Лонкопуэ в Аргентине?». Расширенные тезисы . 7-й Международный симпозиум по геодинамике Анд. Ницца. С. 148–151.
  42. ^ abcde Ghiglione, Матиас К. (2016). «Орогенный рост Огненных Анд (52–56 °) и их связь с тектоникой дуги Скотия». В Фольгере, Андрес; Найпауэр, Максимилиано; Сагрипанти, Люсия; Гильоне, Матиас К.; Ортс, Дарио Л.; Джамбьяджи, Лаура (ред.). Рост Южных Анд . Спрингер. стр. 241–267. ISBN 978-3-319-23060-3.
  43. ^ ab Wilson, TJ (1991). «Переход от развития тыловой дуги к развитию форландового бассейна в самых южных Андах: стратиграфические данные из района Ультима Эсперанса, Чили». Бюллетень Геологического общества Америки . 103 (1): 98–111. Bibcode : 1991GSAB..103...98W. doi : 10.1130/0016-7606(1991)103<0098:tfbatf>2.3.co;2.
  44. ^ Hervé, F. ; Fanning, CM; Pankhurst, RJ ; Mpodozis, C. ; Klepeis, K.; Calderón, M.; Thomson, SN (2010). "Исследование возраста детритового циркона SHRIMP U–Pb в метаморфическом комплексе Кордильера-Дарвин на Огненной Земле: источники осадконакопления и их влияние на эволюцию тихоокеанской окраины Гондваны" (PDF) . Журнал Геологического общества, Лондон . 167 (3): 555–568. Bibcode :2010JGSoc.167..555H. doi :10.1144/0016-76492009-124. S2CID  129413187.
  45. ^ Чарриер и др . 2006, с. 112.

Дальнейшее чтение