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La ubicación de Junggar Basin (en rojo)

Cuenca Junggar es una de las mayores cuencas sedimentarias en el noroeste de China . Se encuentra en Xinjiang , [1] y está rodeado por las montañas Tarbagatai de Kazajstán en el lado noroeste, las montañas de Altai de Mongolia en el noreste y las montañas celestiales (Tian Shan) en el sur. [1] [2] La geología de la cuenca de Junggar consiste principalmente en rocas sedimentarias sustentadas por rocas ígneas y metamórficas del basamento. [3]El sótano de la cuenca se formó en gran parte durante el desarrollo del supercontinente Pangea durante eventos tectónicos complejos desde el Precámbrico hasta el Paleozoico tardío . [4] La cuenca se desarrolló como una serie de cuencas de antepaís - en otras palabras, cuencas que se desarrollan inmediatamente frente a cadenas montañosas en crecimiento - desde el período Pérmico hasta el período Cuaternario . [1] Los registros sedimentarios conservados de la cuenca muestran que el clima durante la era Mesozoica estuvo marcado por una transición de condiciones húmedas a áridas a medida que disminuyeron los efectos climáticos monzónicos. [2]La cuenca de Junggar es rica en recursos geológicos (por ejemplo , depósitos de petróleo , carbón y minerales ) debido a los efectos del vulcanismo y la deposición sedimentaria. [3] [5]

Entorno tectónico regional [ editar ]

El mapa geológico simplificado muestra el entorno geológico principal de la cuenca de Junggar. Modificado de Cao et al. (2017) [6]

Los principales componentes estructurales de la cuenca de Junggar se dividen en seis partes:

  1. La depresión de Wulungu se formó por fallas y depresión plana . Había alrededor de 2000 a 4000 m de capas sedimentarias de espesor que se depositaron desde el Pérmico hasta el presente. [7]
  2. El levantamiento de Luliang ( levantamiento de Sangequan) estaba rodeado por un estrecho pero empinado hundimiento en el norte y un ancho pero suave hundimiento en el sur. Había alrededor de 1.100 - 4.000 m de capas sedimentarias de espesor y la capa completa desde el Pérmico hasta el presente se puede encontrar en la parte sur. Además, el pliegue hundido se encontró en esta área. [7]
  3. La Depresión Central fue formada por tres importantes llanuras de tierras bajas en Manas, Central y Wucaiwan. Había capas sedimentarias de 5.000 m de espesor desde el Carbonífero hasta el Cuaternario . [7]
  4. West Uplift consiste en el levantamiento Chepaizi-Paotai y el monoclinal Urho-Karamay.
    • Levantamiento Chepaizi-Paotai formado por pliegue hundido hacia el este con fallas. La pared del pie incluye capas sedimentarias Jurásico-Cuaternarias, mientras que la pared colgante consiste en capas sedimentarias post-carboníferas. [3]
    • La monoclina Urho-Karamay se formó con una falla de empuje a lo largo del límite oeste-noroeste de la cuenca. [7] [8] La colisión de la placa Indo-Australiana durante el Neógeno resultó en el levantamiento de la cuenca norte de Junggar. Esto también resultó en la reactivación de las fallas de empuje del Pérmico , [8] produjo fallas en las rocas del sótano y grietas en el margen de la cuenca para formar la monoclina Karamay-Urho . Esta zona concentra abundantes hidrocarburos en la parte anticlinal . [3]
  5. East Uplift (levantamiento de Zhangpenggou-Qitai) se formó por deformaciones en varias ocasiones. La formación de pliegues descendentes de tendencia NE en esta área activó la formación de fallas en las rocas del basamento. [3]
  6. Tian Shan Foredeep se formó durante el Triásico medio-bajo ya que Tian Shan se ha elevado continuamente. [3] Durante el Cretácico, la cuenca se hundió nuevamente y, por lo tanto, la profundidad del agua se volvió superficial debido a las deformaciones tectónicas. [3] En el Paleógeno, el tamaño del lago siguió reduciéndose y la cuenca oriental se convirtió en una masa de tierra. Además, hubo un mayor hundimiento de Tian Shan Foredeep debido a la formación del Himalaya en el Paleógeno. [3]

Geología [ editar ]

Sección transversal de la cuenca de Junggar. Esto muestra el espesor de cada capa sedimentaria y estructuras en el área de la cuenca. Modificado de Bian et al. (2010) [1]

Roca del sótano de la cuenca de Junggar [ editar ]

En el Precámbrico la sección estaba formada por félsico - granito intermedio con la inclusión de piedras verdes y ofiolitas , [9] donde la sección Paleozoica consiste principalmente en rocas extrusivas deficientes en potasio y sodio . [10] Los basaltos en el sótano que indicaban una corteza oceánica del Paleozoico tardío atrapada que provenía del manto. [10]

Estratigrafía sedimentaria [ editar ]

Las facies sedimentarias comenzaron a ser dominantes en Pérmico. Las capas depositaron continuamente facies fluviales y lacustres hasta la actualidad, en su mayoría conteniendo conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas. [2] [3]

Las principales unidades estratigráficas en la cuenca de Junggar del Carbonífero se muestran en orden ascendente en la siguiente tabla: [3] [6] [11] [2] [12]

TiempoPeríodoNoroesteSureste
Unidad de roca (características geológicas distintivas)Unidad de roca (características geológicas distintivas)Unidad de roca (características geológicas distintivas)
CuaternarioHolocenoSedimentos terrestres con volcanes de lodo regionales y evaporita
pleistocenoLabradores glaciares y loess y gravas eólicas
TerciarioNeógenoGrupo Changjihe

(Lutita, limolita y arenisca de color marrón oscuro con conglomerado delgado y piedra caliza)

Formación Dushanzi

(Esquisto de capa gruesa intercalado con granos de arenisca y calcita)

Formación Suosuoquan

(Mudstone, arenisca)

Formación Taxihe

(Esquisto con ostrácodos, arenisca dolomítica)

Formación Shawan

(Lutita arenosa de color rojo anaranjado)

PaleógenoFormación Ulungurhe

(arenisca de cuarzo y lutita)

Formación Anjihaihe

(Esquisto verde con margas)

Formación Honglishan

(arenisca y lutita de grano medio)

Formación Ziniquanzi

(Esquisto arenoso rojo anaranjado)

CretáceoSuperiorFormación Ailika

(Mudstone en la unidad superior pero conglomerado en la unidad inferior)

Formación Donggou

(Esquisto arenoso, limolita, arenisca y conglomerado, algunos nódulos de calcita)

Más bajoMegasecuencia de Kalaza (99-154 Ma)

(Arenisca con margas, pero lutita y lutita dominaban en la parte sur. Conglomerado con estructura de estratos cruzados en la unidad más baja. Presencia de yeso y peces fósiles).

jurásicoSuperior
Megasecuencia de Shishugou (154-169 Ma)

(De lutita arenosa a arenisca, con materiales de calcita y fósiles de dinosaurios).

Medio
Megasecuencia de Sangonghe (169-195 Ma)

(Presencia de grietas en la unidad inferior, lechos de color rojo carbón y huellas de dinosaurios en la unidad superior. Se conservaron las maderas petrificadas. [13] )

Más bajo
Megasecuencia de Badaowan (195-206 Ma)

(Conglomerados en la parte sur y este. Lechos masivos de lutitas y deformación de sedimentos blandos en el noroeste. Había carbones diseminados. Se conservaron bosques petrificados y fósiles de plantas. [13] )

TriásicoSuperiorFormación Haojiagou

(Esquisto limoso amarillo con algo de carbón)

Grupo Xiaoquangou

(Conglomerado amarillo, arenisca, lutita y pizarra)

Formación Huangshanjie

(Arenisca y lutita verde grisáceo)

MedioFormación Kelamayi

(Conglomerado, arenisca con lecho graduado)

Más bajoFormación Baikouquan

(Conglomerado rojo, arenisca y lutita)

Grupo Shangcangfanggou

(conglomerado rojo anaranjado con lutita roja)

PérmicoSuperiorGrupo Urho

(limolita, arenisca y conglomerado)

Grupo Xiacanfanggou

(Lutita de color verde grisáceo con arenisca, con algunos conglomerados de color rojo púrpura y fósiles de plantas)

Grupo Pingdiquan

(conglomerado y arenisca aluvial de color rojo anaranjado, con lutita)

Grupo Shangjijicaozi

(Arenisca y lutita feldespática de color verde grisáceo, algo de piedra caliza fosilífera y pizarra bituminosa negra)

Más bajoGrupo Xiazijie

(rocas sedimentarias clásticas de color rojo anaranjado)

Grupo Xiajijicaozi

(piedra caliza con presencia de estromatolito)

Grupo Chidi

(Lutita gris, arenisca, conglomerado)

CarboníferoSuperiorGrupo Jiamuhe

(Conglomerado de organe-red, y arenisca y flujos volcánicos con plantas fósiles)

Grupo Bashan

(turbidita piroclástica, caliza localmente de capa fina)

Grupo Shiqiantan

(Conglomerado, arenisca, pizarra calcárea)

Más bajoGrupo Dishuiquan

(Toba gris con piedra caliza regional incluía fósiles de braquiópodos y lava almohadillada)

Precámbrico al DevónicoRocas de sótano (varias rocas plutónicas y volcánicas, ofiolitas, turbiditas rocas tobáceas y metasedimentarias)

Paleoclima y medio ambiente [ editar ]

A lo largo del Mesozoico, la cuenca de Junggar se encontraba principalmente en el entorno de depósito fluvial y lacustre. [3]

El clima en el Pérmico tardío mostró la fluctuación entre el clima predominantemente seco o húmedo. Las piezas de evidencia incluyeron la presencia tanto de lechos orgánicos como de lechos rojos. En el Triásico temprano, se formaron rocas sedimentarias rojizas que indicaron el predominio del clima semiárido . [1]

Durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano, la cuenca del Junggar se encontraba en un clima cálido y húmedo debido al efecto del clima monzónico continental. [1] [2] [14] Desde el Jurásico medio hasta el tardío, el clima cambió como un clima árido estacional que se inició en el noreste y luego se extendió a toda la cuenca. [2] [1] Esto se debe a que Pangea comenzó a romperse, lo que detuvo el efecto del sistema de megamonzones. [1] [2] [14] Por lo tanto, la cuenca se vio afectada por los vientos del oeste . [1]Los vientos del oeste contenían la menor humedad proveniente del noroeste desde que las áreas marinas se minimizaron gradualmente hasta el reciente Mar Caspio . [1] Con la elevación continua a lo largo del Tian Shan , el efecto orográfico alrededor de la cuenca intensifica el efecto de sombra de lluvia . [1] El efecto de sombra de lluvia prominente da como resultado un clima árido estacional más cálido en la cuenca. [1] Al mismo tiempo, los lagos de la cuenca tenían mayor salinidad y menor afluencia de sedimentación. [15]

Evolución tectónica [ editar ]

Los diagramas evolutivos geológicos simplificados de la evolución del basamento en la región de la cuenca de Junggar. 1. Rifting formó la cuenca del West Junggar Ocean (WJO) (en azul profundo). 2. La terminación del magmatismo oceánico intraplaca y los eventos de subducción formaron las ofiolitas actuales de Tangbale y Hongguleleng (representan la integración de la corteza del Océano Junggar Occidental). 3. Cuenca oceánica de Maylia (en azul pálido) formada por rifting. 4. Las placas continentales convergieron y plegaron el océano para formar el mar de residuos de West Junggar. 5. La ruptura ocurrió nuevamente para formar el océano Junggar (JO) (en rosa) y el océano Kelamaili (KO) (en marrón), que mostró separación del arco de Bogda (BA), el arco de Kalameili (KA) y el arco de Altai (AA). 6. JO subducido sobre KA mientras que KO subducido sobre AA. 7. La corteza oceánica de Junggar se subdujo sobre el arco combinado de Kelamaili y Altai y mostróretroceso de la losa . 8. Con la influencia de la colisión de Tian Shan y el magmatismo anorogénico de eventos extensionales locales, el área de Junggar se hunde para formar la cuenca de Junggar. Modificado de Zhao et al. (2003), Carroll et al. (1990), Buckman et al. (2004), Han et al. (2018). [4] [11] [16] [17]

Prepérmico (antes de 290 Ma): evolución de la roca del basamento [ editar ]

El paleocratón de Xinjiang fue desarmado por un episodio de ruptura continental para formar cuencas extensionales en el Cámbrico tardío . [16] La divergencia continua de la corteza continental durante el Cámbrico tardío al Ordovícico dio forma al Océano Junggar Occidental. [16] El Océano Junggar Occidental se presentó como las ofiolitas Tangbale y Honguleleng actuales del vulcanismo intraplaca, y luego este vulcanismo se cerró en el Ordovícico medio-superior. [16] [18] La primera cuenca oceánica del Ordovícico indicó que el este de Junggar estaba sobre un margen pasivo . [16] Otro evento de ruptura estableció la cuenca oceánica de Mayilashan y la cuenca del arco posterior.en el este de Junggar durante el Silúrico . [16] Sin embargo, el ambiente compresivo restringió los dos accidentes geográficos de modo que terminaron cerrados y doblados a finales del Silúrico. [16] Esto finalmente condujo a la convergencia de las paleoplacas de Tarim , Kazajstán y Siberia . [16] Eran del paleocratón original de Xinjiang que volvieron a desconcertarse unos a otros. [dieciséis]

Junggar Ocean y Kulumudi Ocean se produjeron a partir del tercer evento de rifting durante el Devónico medio-bajo . [16] [11] [4] Finalmente, el océano Junggar y el océano Kulumudi se movieron hacia el norte y sufrieron la subducción desde el Devónico superior al Carbonífero tardío . [4] [16] [11] Al mismo tiempo, se desarrollaron varios arcos volcánicos durante la subducción. [16] [11] [4] Tres placas (Tarim, Kazajstán y Siberia) convergieron juntas para formar un océano atrapado que rodeaba el arco volcánico y los orógenos en el Carbonífero Medio. [11] [19] Alkali-ricos granitoscon depósitos de oro se inmiscuyeron en las placas convergentes. [4] Esto reveló el derretimiento parcial de la corteza oceánica. [4] Esto también marcó como el último evento de subducción después de la etapa posterior a la colisión en el Carbonífero Tardío. [11] [4] Además, estas rocas intrusivas demostraron que este fue el último episodio de fusión de la corteza oceánica. [19] Como parte de la placa euroasiática comenzó a combinar las cortezas continentales de las tres placas, para consolidarlas como otro bloque continental estable moderno . [19]

Eventos de underplating [ editar ]

Las rocas ígneas máficas-ultramáficas se formaron debido a la subplaca con estiramiento de la corteza durante el Carbonífero al Pérmico. [4] [20] La capa inferior de magma durante el período Carbonífero a Pérmico (330-250 Ma) calentó la corteza inferior y, por lo tanto, la corteza se calentó más. El siguiente episodio de enfriamiento de la corteza provocó que parte del cinturón montañoso se hundiera por hundimiento térmico , que terminó formando la cuenca de Junggar. [20] Otro evento de recubrimiento de magma ocurrió en la era Mesozoica. [21] [10] Esto estaba formando rocas ígneas heterogéneas ricas en sílice debido al derretimiento parcial de numerosas costras oceánicas contaminadas con la cuña del manto . [10] [21]

Pérmico hasta el presente (desde 290 Ma): evolución de la cuenca de Junggar [ editar ]

Con la influencia de la orogenia varisca , las facies marinas del Pérmico temprano cambiaron al ambiente terrestre durante el Pérmico tardío. [3] [22] Esto se debe a que la compresión orogénica y el engrosamiento de la corteza produjeron una mayor sedimentación y la retirada del mar. [22] [3] En ese momento, se produjo un levantamiento generalizado con hundimiento que formó un graben al principio. [22] [3] Luego, el área se convirtió gradualmente en una cuenca de antepaís periférica atrapada por montañas debido a las altas temperaturas y al hundimiento relajante de la extensión regional. [1] [3] [22]Algunos también sugirieron esta forma de relieve causada por el efecto combinado de cizallamiento y extensión o empuje del acortamiento de la corteza. [3] [22] [1] A partir de Pérmico, la Cuenca Junggar se formó para iniciar el ciclo de la cuenca del antepaís. [1] Se presentó cizallamiento extensional y deposición continua de relleno de cuenca de antepaís no marino hasta el Triásico . [1] Dado que el nivel del lago atrapado en la cuenca estaba aumentando, depósitos más finos cubrieron la cuenca con denudación . [1] Esto también marcó como el final del ciclo de la cuenca del antepaís. [1] Del Jurásico al Paleógeno, la cuenca de Junggar sufrió una depresión intracontinental. Hubo un delta trenzado cubierto con pocos lagos y una tasa de hundimiento creciente hacia el sur de 20 a 120 m / Ma durante el Jurásico. [1] [23] La colisión del bloque de Lhasa desde el sur provocó que el delta se formara a lo largo del margen de la cuenca. [1] Además, el lago más profundo estaba en el centro de la cuenca durante el Cretácico Inferior . [1] Posteriormente, la depresión del lago hacia el sur que conduce al centro de la cuenca se desplaza hacia el sur en el período Cretácico Superior. [1] En el Paleógeno, la trenza-delta se desarrolló sobre la cuenca donde ingresaban sedimentos de las montañas de la cuenca circundante. [1] A partir de Neogene, se reactivó la falla de empuje en la cuenca de Junggar. [1] Al mismo tiempo, se produjo un rápido levantamiento de Tian Shan desde la orogenia del Himalaya formada por la colisión entre la placa Indo y la Placa Euroasiática . [1] Esto desarrolló un sistema delta rico en aluviones alrededor de lagos poco profundos con la afluencia de sedimentos clásticos de Tian Shan elevado y la parte norte de la cuenca. [1]

El mapa evolutivo geológico esquemático animado muestra el cambio de facies y las ubicaciones correspondientes, del Triásico al Paleógeno. Esto mostró la evolución de la cuenca a través de tres etapas: (1) cuenca del antepaís del Pérmico al Triásico. (2) Depresión intracontinental del Jurásico al Paleógeno. (3) Cuenca de antepaís reactivada desde Neogene hasta el presente. Modificado de Bian et al. (2010). [1]

Recursos geológicos [ editar ]

El mapa esquemático muestra la distribución de los campos de petróleo y gas en la cuenca de Junggar. Principalmente acumulado en el área de West Uplift. Modificado de Zhang et al. (2015). [24]

Sistema petrolero [ editar ]

Junggar Basin contiene los terceros reservorios de petróleo más grandes de China. [3] Aproximadamente dos tercios del petróleo se pueden encontrar en el área de monoclinas de Karaamy-Urho. [3] Se formó en rocas sedimentarias de aguas profundas del Carbonífero y capas sedimentarias de lagos desde el Pérmico hasta el Terciario. [3] [25] Para los depósitos de gas y petróleo del Carbonífero en esta área, se movieron hacia arriba y se acumularon en las areniscas del período Pérmico y de la era Mesozoica . [26] Luego, las capas se alteraron como ubicaciones de trampas estructurales por actividades tectónicas en la etapa posterior. [26] El petróleo es dominante en Karamay , Baikouquan, Urho,Dushanzi y Qigu . [25] [3] Los campos de petróleo y gas se pueden encontrar en arenisca terciaria Dushanzi. [3] [25] Además, los campos de gas se encuentran en el Karamay, así como en la región interior de la cuenca. [24]

Además, Tian Shan Foredeep en el sur de la cuenca de Junggar (incluido Urumqi ) también está disponible para los recursos petroleros. [25] El petróleo allí se formó debido a un rápido hundimiento, dúctil regional con intrusión móvil y corte transversal en anticlinales por actividad orogénica (probablemente en el Neógeno) del Tian Shan. [25] [26] [27] Parte de las rocas sedimentarias que contienen petróleo se depositaron en el ambiente del lago salado y deficiente en oxígeno durante el Pérmico. [3] [27] El crudo de estas rocas sedimentarias formado por restos de algas y humus. [3] [27]

Carbón [ editar ]

Se encontró carbón bituminoso en Tian Shan Foredeep. [3] Se depositó en el lago o en el entorno de los pantanos en los períodos Jurásico Temprano a Medio. [3] Por ejemplo, las formaciones Badaowan, Sangonghe y Xishanyao. [3] Se pueden recuperar alrededor de 18 gigatoneladas de carbón en Tian Shan Foredeep. [3] Aparte de Tian Shan Foredeep, el carbón se puede encontrar en la base del abanico aluvial y cerca del margen de los lagos en el margen este y oeste de la cuenca de Junggar. [3]

Depósitos de mineral [ editar ]

Los depósitos de mineral en la cuenca de Junggar se formaron principalmente en la era Paleozoica que estaba relacionada con el desarrollo tectónico. [5] Los siguientes son los depósitos de mineral disponibles en la cuenca de Junggar: [5]

  • Depósitos de pórfido de cobre y oro que se encuentran en el oeste y noreste de la cuenca de Junggar.
  • Depósitos de hierro encontrados en la parte oriental de la cuenca debido a eventos de subducción temprana durante el Carbonífero Inferior.
  • Durante los eventos extensionales posteriores a la colisión en el Pérmico, se encontraron depósitos de oro en el lado oeste y depósitos de estaño en el lado este.

Ver también [ editar ]

  • Dzungaria

Referencias [ editar ]

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