La geología de Myanmar está moldeada por procesos tectónicos dramáticos y continuos controlados por componentes tectónicos cambiantes a medida que la placa india se desliza hacia el norte y hacia el sudeste asiático . [1] Myanmar se extiende por partes de tres placas tectónicas (la placa india , la microplaca de Birmania y el bloque Shan Thai ) separadas por fallas que apuntan al norte. Al oeste, una zona de subducción muy oblicua separa la placa de la India en alta mar de la microplaca de Birmania , que subyace a la mayor parte del país. En el centro-este de Myanmar, un lateral derechoLa falla de rumbo se extiende de sur a norte a lo largo de más de 1000 km (620 millas). [2] Estas zonas tectónicas son responsables de grandes terremotos en la región. [1] La colisión de placas India-Eurasia que se inició en el Eoceno proporciona las últimas piezas geológicas de Myanmar, [3] y por lo tanto Myanmar conserva un registro geológico cenozoico más extenso en comparación con los registros de las eras Mesozoica y Paleozoica . Myanmar se divide fisiográficamente en tres regiones: la Cordillera Indo-Birmana , el Cinturón Central de Myanmar y la Meseta de Shan ; [4] todos estos muestran una forma arqueada que sobresale hacia el oeste. Los diversos entornos tectónicos regionales de Myanmar no solo dan lugar a características regionales dispares, sino que también fomentan la formación de cuencas petroleras y una mezcla diversa de recursos minerales. [5]
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Geología regional
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Myanmar se clasifica en tres regiones fisiográficas, cada región se extiende sobre Myanmar en la dirección NS cercana, de oeste a este son: las cadenas montañosas plegadas de Indo-Birmania, el cinturón central de Myanmar (MCB) y la meseta de Shan. [4] Al norte de Myanmar, la sintaxis del Himalaya oriental limita las tres regiones fisiográficas. [6]
La estructura en forma de arco de Myanmar
Myanmar tiene una compleja estructura de deformación en forma de arco, que probablemente se deba a la combinación de varias fuerzas. [7] Aparte del sistema de subducción en el oeste y el sistema de fallas de deslizamiento en el centro de Myanmar, otra contribución importante puede ser el flujo de la corteza de la meseta del Tíbet . [7] La meseta del Tíbet se encuentra al norte de Myanmar y se ha espesado considerablemente desde el Eoceno . [7] Se liberó una gran cantidad de energía potencial almacenada dentro de la corteza tibetana engrosada, lo que resultó en un flujo de la corteza alrededor de la sintaxis del Himalaya oriental. [8] El flujo de la corteza se extiende hacia el oeste y hacia la región central de Myanmar. Este flujo de la corteza, junto con la cuña de acreción en el sistema de subducción, puede haber participado en el levantamiento neógeno tardío de la Cordillera Indo-Birmana. [7]
Rangos Indo-Birmanos
La Cordillera Indo-Birmana se encuentra en el límite convergente de las microplacas de India y Birmania en Myanmar. La subducción entre las dos placas resultó en el desarrollo de cuñas de acreción, con el fin de acomodar el acortamiento EW a lo largo del límite convergente. Más tarde, el empuje, el plegado y el levantamiento formaron las cordilleras Indo-Birmanas. [9] El cinturón montañoso comprende varias montañas: las montañas Arakan-Yoma y las colinas Chin, Naga , Maniour, Lushai y Patkai . [10] La Cordillera Indo-Birmana se fusionó con Syntaxis del Himalaya Oriental más al norte, se sumergió en el Mar de Andamán y resurgió como las Islas Andamán más al sur. [4]
La Cordillera Indo-Birmana sobresale hacia el oeste en el centro (aproximadamente 22 ° N), formando una estructura en forma de arco. [7] Esta estructura en forma de arco implica una restricción en el movimiento convergente a lo largo del límite entre India y Birmania, por lo tanto, la intensidad de la colisión varía a lo largo del rango. [10]
La colisión es máxima en el centro de la Cordillera Indo-Birmana alrededor de los 24 ° N, que se presenta con un rango amplio y alto (hasta 20 km de ancho) y evoluciona hacia colinas bajas y estrechas en el sur (16 ° N ). [10] La colisión golpea en NW-SE en la parte norte de la Cordillera Indo-Birmana (Dominio Naga). [11]
Cinturón central de Myanmar
El cinturón central de Myanmar de 1000 km consta de una serie de subcuencas cenozoicas entre la cordillera Indo-Birmana (oeste) y la falla de Sagaing (este). [12] Estas cuencas se consideran generalmente como pareado de cuencas de antearco / arco posterior del sistema de subducción de Indo-Birmania. [7] Las ocho principales subcuencas terciarias dentro del Cinturón Central de Myanmar son Hukwang, Chindwin, Shwebo, Salin, Pyay Embayment , Irrawaddy Delta , Bago-Yoma y Sittaung Basin . [13]
Una variedad de características estructurales, como fallas oblicua-inversa , fallas de deslizamiento y fallas normales, se pueden encontrar dentro del cinturón central. [12] La abundante evidencia de zonas de cizallamiento sugiere que el Cinturón Central de Myanmar ha sufrido una deformación interna severa. El metamórfica expuesto lineación lo largo del cinturón [14] indica diferentes movimientos dentro de la banda central: (1) dextral separan tendencia geometría en una dirección norte-noroeste durante Oligoceno a principios Mioceno formando una "en-escalón" cuenca pull-apart: [ 12] (2) propagada de falla pliegues tubulares en un oeste-inmersión falla de empuje en el centro cuenca implica una tendencia este-oeste transpresional deformación de Plioceno - Pleistoceno en adelante. [12]
Meseta de Shan
La meseta de Shan , con una elevación media de 1 kilómetro (0,62 millas), forma las tierras altas del este de Myanmar. [15] Proporciona el relieve topográfico más importante de Myanmar y se extiende hacia el sureste hasta Tailandia . [16] La meseta, a diferencia de otras regiones de Myanmar, comprende gruesas sucesiones de rocas sedimentarias Paleozoicas , Mesozoicas e incluso Precámbricas . [15] El plegado, empuje y elevación de la meseta de Shan es probablemente coetáneo con la deformación transpresional a lo largo del cinturón central de Myanmar durante el comienzo de la colisión India-Eurasia. [dieciséis]
Cinturón metamórfico de Mogok
Situado al este de la falla de Sagaing y al oeste de la meseta de Shan, el cinturón metamórfico de Mogok (MMB) se encuentra en las estribaciones de Shan Scarp. Corre en una dirección casi de norte a sur y se extiende a lo largo de 1500 km con un ancho promedio de 24 a 40 km. [4] El cinturón meta-sedimentario y meta-intrusivo está compuesto de mármoles , esquistos , gneises de anfibolita superior , con facies de granulita localmente intruidas por un plutón de granodiorita deformado y pegmatitas . [2] El cinturón también muestra evidencia de estiramiento dúctil a lo largo de la dirección norte-noroeste-sur-sureste, por ejemplo, alineación, pliegues de vaina y parteluces en forma de lápiz . [2] Varias dataciones radiométricas confirman que la edad del cinturón metamórfico de Mogok es anterior a la falla de Sagaing, y el calentamiento por cizallamiento de la falla de Sagaing no contribuye a la formación del cinturón metamórfico de Mogok. [2]
Searle (2007) sugirió un metamorfismo y magmatismo de cinco fases a lo largo del cinturón metamórfico de Mogok. [2]
- Jurásico - Intrusión y metamorfismo de tipo I del Cretácico temprano (171-120 Ma)
- Paleoceno : metamorfismo en el Eoceno temprano de la inyección del alféizar de granito de biotita (~ 59 Ma)
- Eoceno tardío - metamorfismo oligoceno de la sillimanita (37-29 Ma)
- Oligoceno tardío - Magmatismo granítico del Mioceno temprano (22-16 Ma)
- Plioceno - Vulcanismo cuaternario (0–6 Ma)
Nota: Ma (mega-año) es un millón de años
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Litología
Cordillera Indo-Birmana
La Cordillera Indo-Birmana es un cinturón sedimentario formado principalmente por sedimentos de flysch cenozoicos [17] y un núcleo de ofiolitos mesozoicos que data del Jurásico tardío superpuesto a una secuencia mesozoica gruesa . Toda la discordancia anterior reside en un basamento metamórfico que se remonta al período anterior al Triásico . [18]
Las ofiolitas mesozoicas centrales consisten en peridotitas serpentinitas , basaltos almohadillados y pedernales rojos, etc. [18] La obducción de ofiolitas se interpreta como el cierre de varios Neo-Tetis entre el bloque Shan-Thai, la microplaca de Birmania y la Placa India. [7]
La secuencia sedimentaria superpuesta por las ofiolitas varía desde el Triásico Tardío hasta las lutitas y carbonatos del Cretácico Tardío que contienen Orbitoides , [7] donde parte de la secuencia sedimentaria ha sufrido un metamorfismo de esquisto azul de alta presión / baja temperatura . [17]
El sótano metamórfico anterior al Triásico compuesto por esquisto y gneis de Kampetlet fue expuesto en el área del Monte Victoria en Myanmar. [18] Los sedimentos tipo flysch en el flanco occidental de la Cordillera Indo-Birmana son relativamente más jóvenes que el flanco oriental plegado y empujado. [19]
Cinturón central de Myanmar
Las cuencas de separación del Cenozoico a lo largo del Cinturón Central de Myanmar (MCB) están llenas de sedimentos de 15 km de espesor del Cretácico Tardío y del Eoceno al Mioceno Tardío . [18]
La meseta de Shan
Perteneciente al bloque rígido Shan-Thai, la meseta de Shan está compuesta de rocas cristalinas precámbricas y metamórficas parcialmente de bajo grado consolidadas [18] superpuestas con una espesa sucesión de rocas sedimentarias del Paleozoico y Mesozoico. [15]
Configuraciones tectónicas
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El entorno tectónico de Myanmar consiste en una convergencia muy oblicua en el límite occidental, una falla de deslizamiento dextral (lateral derecho) en el centro de Myanmar que define el límite Birmania-Sunda y la extensión de la dorsal del mar de Andaman en el sur. [3]
Límite Indo-Birmano muy oblicuo (Fosa de Arakan y Fosa de Andaman)
Desde la época del Eoceno en adelante, el movimiento hacia el norte de la placa india chocó con la placa euroasiática y generó el cinturón orogénico del Himalaya. [20] El movimiento relativo de la placa india contra la placa euroasiática (Sunda) tiene dos componentes (1) Deslizamiento lateral derecho de 36 mm / año, con tendencia en la dirección N10 ° E; (2) Convergencia este-oeste de 7-9 mm / año. [21] El movimiento convergente es absorbido por una zona de subducción muy oblicua entre la placa india y la microplaca de Birmania y la deformación interna en el centro de Myanmar en la falla de Sagaing. [7]
La oblicuidad del límite de placa convergente de Indo-Birmania ( Fosa de Arakan y Fosa de Andaman ) aumenta más hacia el norte, con un ángulo mínimo de 58 ° a 20 ° N de latitud a 70 ° cerca de 22 ° N de latitud, y aumenta rápidamente a 90 ° cerca de 24 °. Latitud ° N y más de 90 ° hacia el norte. [3] El límite entre la región de Indo-Birmania se extiende más al sur hacia la Bahía de Bengala y se une a la Fosa de Sumatra . [3]
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Sistemas de fallas
Para adaptarse a la colisión India-Eurasia, se pueden encontrar extensos sistemas de fallas en Myanmar. A continuación se presentan dos de los principales sistemas de fallas.
La falla de Sagaing
El deslizamiento de deslizamiento de 20 mm / año dextral (lateral derecho) Sagaing Fault separa la microplaca de Birmania de la placa Sunda. [22] La falla de arco paralelo se extiende por más de 1400 km en una dirección norte-sur, notablemente lineal para los 700 km centrales (entre 17 ° N y 23 ° N de latitud) y forma una ligera forma de arco que oscila N10 ° E y N170 ° Dirección E en los extremos norte y sur de la falla, respectivamente. [22] Hacia el norte, la falla de Sagaing termina en el cinturón de la mina de Jade (~ 24,5 ° N) y se extiende en una estructura de cola de caballo compresiva de 200 km de ancho . [22] Hacia el sur, está conectado con la grieta de expansión activa de Andaman . [22] El inicio de la expansión del lecho marino en la grieta de Andaman impone una restricción mínima de 4,5 meses a la falla de Sagaing. [23]
El desplazamiento total de la falla de deslizamiento lateral derecho sigue siendo controvertido. Curray y col. (1979) sugirió un total de 460 km de desplazamiento desde el Mioceno; [24] mientras que Khin Zaw (1990) propuso 250 km desde el post Mioceno Inferior. [25] Guillaume y Rangin (2003) dedujeron aproximadamente 100 km al restringir un deslizamiento lateral derecho continuo de 20 mm / año desde 4-5Ma. [dieciséis]
Shan Scarp
El límite topográfico que separa la cuenca central de Myanmar (MCB) y la meseta de Shan (o altiplano oriental) [16] se conoce como la escarpa de Shan. La abrupta elevación en una corta distancia (hasta 1.8 km en unos pocos km) alberga el rastro de fallas inversas y pliegues en gran parte volcados . [16] La escarpa de Shan se alinea paralelamente a la falla de Sagaing en el este. [16] La tendencia general de las fallas inversas es N20 ° W y caídas en la dirección este-noreste; donde se identificaron algunas fallas normales llamativas N20 ° E a lo largo del escarpe de la falla (entre 21 ° N y 22 ° N de latitud), al norte de Mandalay . [16] El movimiento de deslizamiento de impacto de Dextral (lateral derecho) también se observa a lo largo del escarpe de la falla, este movimiento es razonablemente esperado debido a la falla de Sagaing lateral derecha cercana. Hacia el sur, la escarpa de Shan termina en el cruce con la falla de las Tres Pagodas. [22]
A lo largo de las estribaciones de Shan Scarp, se identificó una deformación dúctil de estiramiento en estado estacionario con tendencia en dirección NNW-SSE y es compatible con la fuerza extensiva que genera la cuenca de separación escalonada en el Cinturón Central de Myanmar (MCB). [dieciséis]
La evidencia anterior sugiere que la deformación dúctil a lo largo del Cinturón Central de Myanmar (MCB) debería ocurrir antes de la deformación frágil a lo largo de la falla de Sagaing y la falla de Shan Scarp.
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Evolución geológica de Myanmar
Myanmar se encuentra en el límite de tres placas tectónicas (India, Birmania-micro y Sunda Plate), por lo que su evolución geológica depende en gran medida de los eventos tectónicos de placas en esta región. A continuación, se explicará la evolución geológica de Myanmar en el orden de la escala de tiempo geológico . Solo se registran eventos tectónicos importantes con una escala de tiempo faltante donde no ocurrieron eventos importantes.
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Era paleozoica
Pérmico (hace ~ 300 millones de años)
A principios del Pérmico , un bloque continental se separó de Gondwanaland . [27] La placa continental se ha denominado de diversas formas: Shan-Thai, [27] Sibumasu, [28] o Sinoburmalaya. Este bloque continental alberga características de la unidad de diamictita marina glaciogénica , lo que indica su origen en Gondwanaland. [26] El bloque Shan-Thai probablemente estaba ubicado al noroeste de la placa de Australia durante el período de Gondwana. [26]
era Mesozoica
Período Triásico Tardío al Jurásico (~ 235 - 145 millones de años atrás)
A mediados del Triásico tardío , el bloque Shan-Thai chocó con el bloque Indochina y derribó un sistema ofiolítico y de arco asociado en el noreste. [15] Un cinturón de empuje de promontorio se desarrolló a lo largo de la colisión de los dos bloques y sentó las bases de la meseta de Shan. [15]
Una unidad de flysch gruesa con fósiles y sedimentos deltaicos se depositó a lo largo del bloque nororiental de Shan-Thai (ahora meseta de Shan) con el cierre de una región marina poco profunda entre los dos bloques antes de la colisión. [18] La intrusión a gran escala de plutones y batolitos granitoides fue inducida por subducción oceánica; [18] y el derretimiento parcial de rocas metasedimentarias dentro del cinturón de empuje del antepaís condujo a la mineralización de estaño-tungsteno (el Cinturón de Estaño Central). [15]
Período Cretácico (~ 145 - hace 66 millones de años)
La placa de la India partió de Gondwanaland y se dirigió hacia el norte a una velocidad de 10 cm / año durante el período Cretácico . [7]
La microplaca de Birmania rota de Gondwanaland también se acopló al bloque Shan-Thai y juntos formaron parte de la placa de Sunda aproximadamente en el período. [15] Hay una discrepancia para el momento de la colisión Birmania-Shan-Thai: Mitchell (1989) dice que el Cretácico Temprano cambia al Eoceno Medio en 1993; [19] Hutchison (1989) dice Cretácico tardío; [29] y Acharyya (1998) dice Oligoceno tardío. [30]
Era Cenozoica
Eoceno temprano al Mioceno (~ 55 - hace 10 millones de años)
A principios del Eoceno, el comienzo de una dura colisión de continente a continente entre la India y la placa de Eurasia condujo a la formación de la orogenia del Himalaya . [31] En el margen oriental de la placa de la India, se produce una alta subducción oblicua entre el límite de la India y la microplaca de Birmania. [32]
Entre el Eoceno tardío y el Mioceno, el bloque de Birmania y Shan-Thai rotó de 30 ° a 40 ° en el sentido de las agujas del reloj, para adaptarse a la colisión principal a lo largo del límite de la placa. [31] Esto resultó en la tendencia de cambio de arco de este-oeste a la dirección norte-sur.
El límite de subducción forma un prisma de acreción [31] y eventualmente con empuje y plegado forma la Cordillera Indo-Birmana. [19]
Mioceno tardío en adelante (hace ~ 10 millones de años)
En el Mioceno tardío al Plioceno, el desprendimiento de la placa de microplaca de Birmania debajo del bloque Shan-Thai indujo una ventana de manto en la losa y resultó en un vulcanismo alcalino y calk-alcalino a lo largo del Cinturón Central de Myanmar. [33]
A finales del Mioceno (hace 10 millones de años), el Cinturón Central de Myanmar experimentó una importante transición de reorganización cinemática de placas regional. [16] Los regímenes tectónicos se transforman de una fuerza extensional noroeste-sureste a una inversión de cuenca y fue seguido por un gran evento de elevación causado por la compresión este-oeste durante el período Plio-Pleistoceno. [34]
Recursos geologicos
Cinturones de minerales
Myanmar alberga una variedad de depósitos de mineral con importancia económica y reconocimiento mundial. Es una fuente global de jade verdadero y produce algunos de los rubíes más finos del mundo , [5] con minas en el Valle de Mogok proporcionando la mayor parte del suministro mundial durante siglos. [35]
Los depósitos minerales de Myanmar en diferentes provincias metalogénicas distintas por parte de varios trabajadores. [5] A continuación se describen los nueve principales:
- Granito magmático-hidrotermal y minerales alojados en pegmatita: se puede encontrar mineralización de estaño y tungsteno de clase mundial en el sur de Myanmar. Estas mineralizaciones a menudo se asocian con granitos intrusivos del Cretácico Tardío-Eoceno. [36] Está fechado alrededor de 45-62 Ma. [37] [5]
- Skarn : Encontrado lo largo de la metamórfica cinturón Mogok, el oro nativo y metal de base de sulfuro se encuentra alojado dentro de flogopita llevando los amphibolite -Grado mármoles . [5] La edad del granito se remonta a 17Ma [5] con geocronología de circón U-Pb .
- Pórfido: Los depósitos de sulfuro de metal base y Au están asociados con intrusiones magmáticas. [38] La mineralización en Shangalon en Myanmar está relacionada con la intrusión de diorita de grano fino en el batolito anfitrión en 40Ma. [5]
- Epitermal : La mineralización epitermal de Au-Cu junto con las vetas de cuarzo aurífero están alojadas en rocas magmáticas de granodiorita y diorita del Cretácico . [39]
- Ultramáfico : Los depósitos alojados en ultramáficos se descubren junto con fragmentos de ofiolita dentro de Myanmar. [5] El cinturón de Tagaung-Myitkyina (TMB) comprende peridotita del manto ofiolítico y es una fuente de laterita de níquel . [40] En la región de Hpakant , se puede encontrar una gran cantidad de jade puro . [41] La Cordillera Indo-Birmana (por ejemplo, Chin y Naga Hills) también alberga muchos depósitos de cromita y níquel . [18]
- Au orogénico: La mineralización de oro en Myanmar se infiere como tipo orogénico o relacionada con la zona de falla del Cretácico-Paleógeno. [42]
- Pb-Zn alojado en sedimentos: se encontraron varios depósitos de sulfuro de plomo-zinc alojados en rocas carbonatadas en la secuencia de carbonatos del Paleozoico superior de la meseta de Shan. [42]
- Piedra preciosa: los rubíes más finos se obtienen del cinturón metamórfico de Mogok derivado de mármoles. Los rubíes con calidad de gema se forman bajo un metamorfismo de alta temperatura del Eoceno-Oligoceno. [40]
- Au epitermal alojado en sedimentos: la mina Kyaukpahto es la mina productora de oro más grande ubicada alrededor de la división Sagaing en Myanmar. La mineralización de oro aquí se forma durante el fallamiento extensional (probablemente debido a la falla de Sagaing) y la intensa alteración hidrotermal y silicificación en el Eoceno tardío. [43]
Cuenca de petróleo
Las cuencas de hidrocarburos en Myanmar están situadas principalmente en el cinturón central de Myanmar, por ejemplo, la cuenca de Salin, la cuenca de Chindwin y la cuenca de Hukawng a más de 1000 km. [44] Las formaciones que componen las cuencas de hidrocarburos son rocas sedimentarias del Eoceno al Mioceno medio y selladas con lutitas y arcillas intercaladas del Oligoceno y Mioceno. [44]
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