El terreno de Lhasa es un terreno , o fragmento de material de la corteza, suturado a la placa euroasiática durante el Cretácico que forma el actual Tíbet meridional . Toma su nombre de la ciudad de Lhasa en la Región Autónoma del Tíbet , China. La parte norte puede haberse originado en la orogenia del este de África , mientras que la parte sur parece haber sido una vez parte de Australia. Las dos partes se unieron, luego se unieron a Asia y luego fueron impactadas por la colisión de la Placa India que formó el Himalaya .
Lhasa terrane | |
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Localización | Región Autónoma del Tíbet , China |
Coordenadas | 30 ° N 91 ° E / 30 ° N 91 ° ECoordenadas : 30 ° N 91 ° E / 30 ° N 91 ° E |
Geología | Terrane |
Localización
El terreno de Lhasa está separado del Himalaya al sur por la sutura de Yarlung-Tsangpo , y del terreno de Qiangtang al norte por la sutura de Bangong-Nujiang . [1] El terreno de Lhasa tiene un basamento cristalino precámbrico superpuesto con estratos sedimentarios del Paleozoico ( c. 541-252 Ma [a] ) y Mesozoico ( c. 252-66 Ma) y que contiene rocas magmáticas del Paleozoico al Cenozoico (66 Ma hasta el presente). Se cree que es el último bloque de la corteza que se acumula en la placa euroasiática antes de chocar con la placa india en el Cenozoico. [2]
Orígenes
El terreno de Lhasa constaba de dos bloques antes del Mesozoico , el Bloque de Lhasa Norte y el Bloque de Lhasa Sur. [3] Los dos bloques tienen edades litológicas y de circonio detrítico similares al terreno de Qiangtang ya los estratos de Tethyan en el Himalaya, lo que sugiere que estas áreas estaban cercanas en Gondwana. Las edades del circón detrítico difieren algo entre los terrenos norte y sur de Lhasa. [4] El terreno de South Lhasa parece haber evolucionado como parte de Australia en el Precámbrico tardío y el Paleozoico temprano. Análisis isotópico de circones detríticos de c. 1170 Ma de rocas metasedimentarias paleozoicas en el terreno de Lhasa muestra valores idénticos a los circones detríticos de la misma edad de Australia Occidental. Los circones detríticos probablemente procedían del cinturón de Albany-Fraser, en el suroeste de Australia. [5]
El terreno del norte de Lhasa puede haberse formado en parte a partir de la parte norte de la Orogenia de África Oriental . Las rocas de la corteza oceánica neoproterozoica están incluidas en el basamento cristalino del terreno del norte de Lhasa, que probablemente proviene del océano de Mozambique que se formó cuando se rompió el supercontinente Rodinia . En el Criogenio tardío , alrededor de 650 Ma, el basamento de la corteza oceánica del norte de Lhasa experimentó un metamorfismo de HP en la zona de subducción asociada con el cierre del océano de Mozambique. En el Paleozoico temprano, alrededor de 485 Ma, experimentó un metamorfismo MP asociado con la fusión de Gondwana oriental y occidental . [2]
En el Paleozoico Temprano, los terrenos norte y sur de Lhasa y el terreno Qiangtang experimentaron magmatismo que parece haber sido el resultado de una orogenia de tipo andina causada cuando el océano Proto-Tetis fue subducido después de que Gondwana finalmente se fusionó. En el Paleozoico Medio alrededor de 360 Ma, los terrenos Lhasa y Qiangtang nuevamente experimentaron magmatismo, aparentemente debido a la subducción del Océano Paleo-Tetis . [2]
Formación y evolución
El terreno de Lhasa se formó a partir de los terrenos norte y sur de Lhasa, que al principio estaban separados por el océano Paleo-Tetis y se unieron en una zona de sutura en el Paleozoico tardío. [2] El océano Paleo-Tetis que separaba los terrenos norte y sur de Lhasa se cerró, y alrededor de 260 Ma en el Pérmico tardío se formó un cinturón metamórfico HP entre los dos bloques. Alrededor de 220 Ma en el Triásico se formó un cinturón metamórfico MP. [2]
La meseta tibetana se formó a partir de una serie de terrenos continentales que se separaron del norte de Gondwana en el Paleozoico y Mesozoico, se trasladaron hacia el norte y se acumularon en el sur de Asia. El terreno de Lhasa es el más al sur de estos terrenos. [3] El terreno de Lhasa se movió hacia el norte y chocó con el terreno de Qiangtang a lo largo de la sutura de Banggongco-Nujiang. [6] [7] La colisión comenzó hacia el final del Jurásico tardío ( c. 163-145 Ma), y la actividad de colisión continuó hasta principios del Cretácico tardío ( c. 100-66 ) Ma. Durante este período, el terreno puede haberse acortado en al menos 180 kilómetros (110 millas). [1] Los estratos del Jurásico Inferior en la sutura de Bangong entre los terrenos Lhasa y Qiangtang difieren de las rocas en el terreno Lhasa y parecen tener una fuente única. [8]
La colisión con el terreno de Qiangtang provocó la formación de una cuenca de antepaís periférica en la parte norte del terreno de Lhasa, que persistió en el Cretácico Inferior. En algunas partes de la cuenca del antepaís, la subducción en el norte de la corteza oceánica neotetiana debajo del terreno de Lhasa causó vulcanismo. El arco volcánico de Gangdese se formó a medida que esta subducción continuaba a lo largo del margen sur del terreno de Lhasa. [9] El batolito Gangdese invade la mitad sur del terreno de Lhasa. [10] Existe evidencia de que a fines del Cretácico, la corteza del sur del Tíbet era aproximadamente dos veces más gruesa de lo normal. [11]
Los sedimentos clásticos encontrados en el terreno se depositaron en aguas poco profundas durante el Cretácico Inferior ( c. 146-100 Ma.) En el norte de Lhasa, estos sedimentos se formaron en la cuenca del antepaís creada durante la colisión Lhasa-Qiangtang. Están cubiertos por piedra caliza marina del período Aptiano-Albiano, depositada en una vía marítima continental poco profunda. La Formación Takena se desarrolló en el Cretácico Superior en la cuenca del antepaís al norte del arco magmático de Gangdese, y consiste en piedra caliza marina cubierta por lechos rojos fluviales. [8] Los pliegues aflorados en la Formación Takena entre Lhasa y Yangbajain son verticales o ligeramente inclinados hacia el norte o el sur, e indican un acortamiento del 30% al 50% en el Cretácico Superior antes de la colisión con la India. [10]
Colisión India-Asia
El contacto con la placa india comenzó a lo largo de la sutura Yarlung-Zangbo alrededor de 50 Ma durante el Eoceno , y los dos continentes continúan convergiendo. El magmatismo continuó en el arco Gangdese hasta tan tarde como 40 Ma. [10] Existen hipótesis contradictorias sobre los detalles de los procesos tectónicos durante la colisión entre las placas india y euroasiática. [4] En un extremo, algunos consideran que durante la colisión, la corteza india se hundió debajo de la corteza del sur de Asia, o se inyectó en esta corteza. En el otro extremo, algunos consideran que la convergencia se acomodó principalmente mediante el acortamiento de la corteza asiática. [12]
Los resultados del perfil de reflexión sísmica, reportados en 1998, indican que puede haber una zona de fusión parcial de la corteza media debajo de la longitud del graben Yangbajain-Damxung a partir de una profundidad de 12 a 18 kilómetros (7.5 a 11.2 millas). La reflexión se ondula, por lo que la zona de fusión puede haberse deformado tectónicamente. Los reflejos de inmersión hacia el norte en lo profundo de la corteza debajo del batolito Gangdese a una profundidad de 40 a 60 kilómetros (25 a 37 millas) pueden marcar la caída de la sutura Yarlung-Zangbo, o pueden marcar una falla inversa más reciente. En conjunto, los resultados indican que la corteza superior del terreno de Lhasa se acortó moderadamente por la colisión, con el derretimiento en la corteza media. No apoyan ni descartan la inyección de fluido o subdestrucción de la corteza continental india debajo del terreno de Lhasa. [12]
La Formación Linzizong se distribuye ampliamente a lo largo del Cinturón Gangdese. Fue emplazado entre 69 y 43 Ma cerca de Lhasa y entre 54 y 37 Ma en el suroeste del Tíbet. Está ligeramente plegado y se inclina suavemente hacia el norte. La formación está sustentada de manera discordante por secuencias sedimentarias del Cretácico de más de 3.000 metros (9.800 pies) de espesor, que están fuertemente plegadas. [13] Los resultados de los estudios paleomagnéticos de la Formación Linzizong en la Cuenca Linzhou y la Formación Takena reportados en 2009 indican que hubo poco movimiento del terreno Lhasa en el Cretácico y Eoceno Temprano. Las mediciones dan un movimiento hacia el norte del terreno de Lhasa desde entonces de 1.847 ± 763 kilómetros (1.148 ± 474 millas). Esto implica que hubo un acortamiento significativo de la corteza a medida que avanzaba la colisión. [14] El terreno del sur de Lhasa experimentó metamorfismo y magmatismo en el Cenozoico temprano (55-45 Ma) y metamorfismo en el Eoceno tardío (40-30 Ma), presumiblemente debido a la colisión entre los continentes de India y Eurasia. [2]
Estratos
Los estratos sedimentarios del Paleozoico son principalmente arenisca carbonífera , meta arenisca , lutita y filita , y calizas menores del Ordovícico, Silúrico y Pérmico . Los estratos precámbricos rara vez están expuestos. Las rocas del Triásico incluyen calizas intercaladas y unidades volcánicas basálticas, más comunes a lo largo del margen sur del terreno. En el terreno norte, los estratos jurásicos son areniscas y esquisto de aguas profundas, a menudo con ensamblajes ofiolíticos . Pertenecientes al terreno el sur de los estratos del Jurásico son de piedra caliza marina y lutolita . Los estratos del Cretácico Inferior son lutitas clásticas , areniscas y unidades de conglomerado local. Las unidades clásticas del Cretácico Inferior están cubiertas por una piedra caliza marina poco profunda del período Aptiano-Albiano, expuesta en muchos lugares, que en algunos lugares contiene fósiles cenomanianos . Los estratos de edad Cretácico Superior son sucesiones de arcósica fluvial arenisca y lutita. [9]
Ver también
Relacionado con Lahsa Terrane (de sur a norte)
- Geología del Himalaya
- Zona de sutura del Indo
- Transhimalaya , incluye Lhasa terrane y sistema de fallas Karakoram
- Terrenos metamórficos de alta presión a lo largo de la zona de sutura de Bangong-Nujiang
- Terreno de Qiangtang
Referencias
- ^ Ma - Hace millones de años
- ↑ a b Ozacar, 2015 .
- ^ a b c d e f Zhang et al. 2014 , pág. 170-171.
- ↑ a b Wan , 2010 , p. 139.
- ^ a b Leier y col. 2007 , pág. 361.
- ^ Di y col. 2011 .
- ^ Wan 2010 , p. 210.
- ^ Metcalfe 1994 , págs. 97-111.
- ^ a b Leier, 2005 .
- ^ a b Leier y col. 2007 , pág. 363.
- ↑ a b c Alsdorf, BrownNelson y Makovsky 1998 , p. 502.
- ^ Leier y col. 2007 , pág. 363–364.
- ↑ a b Alsdorf, BrownNelson y Makovsky 1998 , p. 501.
- ^ Liebke y col. 2010 , pág. 1200.
- ^ Liebke y col. 2010 , pág. 1199.
Fuentes
- Alsdorf, Douglas; Brown, Larry; Nelson, K. Douglas; Makovsky, Yizhaq; Klemperer, Simon; Zhao, Wenjin (agosto de 1998). "Deformación de la corteza del terreno de Lhasa, meseta del Tíbet de los perfiles de reflexión sísmica profunda del Proyecto INDEPTH" . Tectónica . 17 (4): 501–519. Código Bibliográfico : 1998Tecto..17..501A . doi : 10.1029 / 98tc01315 . Consultado el 19 de febrero de 2015 .
- Di, Cheng Zhu; Zhi, Dan Zhao; Niu, Yaoling; Dilek, Yildirim; Mo, Xuan-Xue (13 de marzo de 2011). "Lhasa terrane en el sur del Tíbet vino de Australia" . Geología . Sociedad Geológica de América. 39 (8): 727–730. doi : 10.1130 / g31895.1 .
- Leier, Andrew (2005). "La evolución cretácica de Lhasa Terrane, sur del Tíbet". La Universidad de Arizona. hdl : 10150/193796 . Cite journal requiere
|journal=
( ayuda ) - Leier, Andrew L .; Kapp, Paul; Gehrels, George E .; DeCelles, Peter G. (2007). "Geocronología de circonio detrítico de estratos Carbonífero-Cretácico en el terreno de Lhasa, sur del Tíbet" (PDF) . Investigación de cuencas . 19 (3): 361–378. doi : 10.1111 / j.1365-2117.2007.00330.x . Archivado desde el original (PDF) el 7 de enero de 2013 . Consultado el 19 de febrero de 2015 .
- Liebke, Ursina; Appel, Erwin; Ding, Lin; Neumann, Udo; Antolín, Borja; Xu, Qiang (2010). "Posición del terreno de Lhasa antes de la colisión India-Asia derivada de las inclinaciones paleomagnéticas de los diques de 53 Ma de la cuenca de Linzhou: limitaciones en la edad de colisión y acortamiento posterior a la colisión dentro de la meseta tibetana" . Revista Geofísica Internacional . 182 (3): 1199-1215. doi : 10.1111 / j.1365-246x.2010.04698.x .
- Metcalfe, I (1994). "Paleogeografía paleozoica y mesozoica tardía de Pangea oriental y Thethys". En Embry, Ashton F .; Beauchamp, Benoit; Glass, Donald J. (eds.). Pangea: entornos y recursos globales . Calgary, Alberta, Canadá: Sociedad Canadiense de Geólogos del Petróleo. ISBN 978-0-920230-57-2.
- Ozacar, Arda (2015). "Evolución paleotectónica del Tíbet" . Archivado desde el original el 18 de febrero de 2015 . Consultado el 18 de febrero de 2015 .
- Wan, Tianfeng (2010). La tectónica de China: datos, mapas y evolución . Berlín: Springer. ISBN 978-3-642-11866-1.
- Zhang, ZM; Dong, X .; Santosh, M .; Zhao, GC (enero de 2014). "Metamorfismo y evolución tectónica del terreno de Lhasa, Tíbet central". Investigación de Gondwana . 25 (1): 170–189. doi : 10.1016 / j.gr.2012.08.024 .
enlaces externos
- Colisión continental India-Asia , animaciones de Tanya Atwater