El Cratón del Norte de China es un bloque de la corteza continental con uno de los registros más completos y complejos de procesos ígneos , sedimentarios y metamórficos de la Tierra . [1] Se encuentra en el noreste de China, Mongolia Interior , el Mar Amarillo y Corea del Norte . [1] El término cratón lo designa como un pedazo de continente estable, flotante y rígido. [1] [3] [4] Las propiedades básicas de la corteza cratónica incluyen ser gruesa (alrededor de 200 km), relativamente fría en comparación con otras regiones y baja densidad. [1] [3][4] El cratón del norte de China es un cratón antiguo, que experimentó un largo período de estabilidad y encajaba bien con la definición de cratón. [1] Sin embargo, el Cratón del Norte de China experimentó más tarde la destrucción de algunas de sus partes más profundas (descratonización), lo que significa que este pedazo de continente ya no es tan estable. [3] [4]
El Cratón del Norte de China fue al principio algunos bloques de continentes separados y discretos con actividades tectónicas independientes. [5] En el Paleoproterozoico (hace 2.5-1.8 mil millones de años) los continentes chocaron y se fusionaron e interactuaron con el supercontinente, creando cinturones de rocas metamórficas entre las partes anteriormente separadas. [5] El proceso exacto de cómo se formó el cratón aún está en debate. Después de que se formó el cratón, se mantuvo estable hasta mediados del período Ordovícico (hace 480 millones de años). [4] Las raíces del cratón se desestabilizaron en el Bloque Este y entraron en un período de inestabilidad. Las rocas formadas en las arcaicas y Paleoproterozoico eones atrás (4.6-1.6 mil millones de años) fueron sobreimpresas significativamente durante la destrucción de la raíz. Además de los registros de actividades tectónicas, el cratón también contiene importantes recursos minerales, como minerales de hierro y elementos de tierras raras , y registros fósiles del desarrollo evolutivo. [6]
Entorno tectónico
China Cratón del Norte cubre aproximadamente 1.500.000 kilometros 2 en la zona de [7] y sus límites están definidos por varias cadenas montañosas (cinturones orogénicos), la asiática Orogénico Cinturón central hacia el norte, el Qilianshan Orógeno al oeste, Qinling Dabie Orógeno al sur y Su-Lu Orogen al este. [2] El cinturón orógeno intracontinental de Yan Shan se extiende de este a oeste en la parte norte del cratón. [1]
El Cratón del Norte de China consta de dos bloques, el Bloque Occidental y el Bloque Oriental, separados por el orógeno Trans North China de 100 a 300 km de ancho, [2] que también se llama Cinturón Orogénico Central [1] o Cinturón Jin yu . [8] El Bloque del Este cubre áreas que incluyen el sur de Anshan - Benxi , el este de Hebei , el sur de Jilin , el norte de Liaoning , Miyun - Chengdu y el oeste de Shandong . Las actividades tectónicas, como los terremotos, aumentaron desde que comenzó la destrucción de la raíz del cratón en el Fanerozoico . El Bloque Oriental se define por un alto flujo de calor, una litosfera delgada y muchos terremotos . [1] Experimentó una serie de terremotos con una magnitud superior a 8 en la escala de Richter , cobrando millones de vidas. [1] La delgada raíz del manto, que es la parte más baja de la litosfera , es la razón de su inestabilidad. [1] El adelgazamiento de la raíz del manto provocó que el cratón se desestabilizara, debilitando la capa sismogénica, lo que luego permite que ocurran terremotos en la corteza. [1] El Bloque del Este pudo haber tenido una vez una raíz de manto grueso, como lo muestra la evidencia de xenolitos , pero esto parece haber sido adelgazado durante el Mesozoico . [1] El Bloque Occidental está ubicado en Helanshan - Qianlishan , Daqing - Ulashan , Guyang - Wuchuan , Sheerteng y Jining . [1] Es estable debido a la gruesa raíz del manto. [1] Aquí se produjo poca deformación interna desde el Precámbrico . [1]
Geología
Las rocas en el cratón del norte de China consisten en rocas de basamento precámbricas (hace 4.600 millones de años a 541 millones de años), con el circón más antiguo fechado hace 4.100 millones de años y la roca más antigua datada hace 3.800 millones de años. [5] Las rocas precámbricas fueron cubiertas por rocas sedimentarias fanerozoicas (hace 541 millones de años hasta el presente) o rocas ígneas. [9] Las rocas fanerozoicas en gran parte no están metamorfoseadas. [9] El Bloque Oriental está formado por gneises de tonalita-trondjemita-granodiorita arcaicos tempranos a tardíos (hace 3.8-3.0 mil millones de años) , gneises graníticos , algunos ultramáficos a rocas volcánicas félsicas y metasedimentos con algunos granitoides que se formaron en algunos eventos tectónicos 2.5 hace mil millones de años. [9] Estos están cubiertos por rocas paleoproterozoicas que se formaron en cuencas de rift . [9] El bloque occidental consiste en un sótano arqueo (hace 2.6-2.5 mil millones de años) que comprende tonalita-trondhjemita-granodiorita, roca ígnea máfica y rocas sedimentarias metamorfoseadas. [9] El sótano Archean está cubierta en discordancia por Paleoproterozoico khondalite cinturones, que consisten en diferentes tipos de rocas metamórficas, tales como grafito llevando los silimanita granate gneis. [9] Los sedimentos fueron ampliamente deposita en el Fanerozoico con diversas propiedades, por ejemplo, carbonato y carbón de cojinete rocas se formaron a finales del Carbonífero hasta principios de Pérmico (hace 307-270 millones de años), cuando la arena de soporte de púrpura mudstones se formaron en una ambiente de lago poco profundo en el Triásico Temprano a Medio . [4] Aparte de la sedimentación, hubo seis etapas principales de magmatismo después de la decratonización fanerozoica . [4] En el Jurásico al Cretácico ( hace 100-65 millones de años), las rocas sedimentarias a menudo se mezclaban con rocas volcánicas debido a las actividades volcánicas. [4]
Evolución tectónica
El Cratón del Norte de China experimentó eventos tectónicos complejos a lo largo de la historia de la Tierra. Los eventos de deformación más importantes son cómo los micro bloques continentales colisionaron y se almagamaron para formar el cratón, y las diferentes fases de metamorfismo durante el tiempo Precámbrico desde hace alrededor de 3 a 1,6 mil millones de años. [9] Desde el Mesozoico al Cenozoico (hace 146-2,6 millones de años), las rocas del basamento del Precámbrico fueron reelaboradas o reactivados extensivamente. [9]
Tectónica precámbrica (hace 4.600 millones de años a 1.600 millones de años)
La tectónica precámbrica del Cratón del norte de China es complicada. Diferentes estudiosos han propuesto diferentes modelos para explicar la tectónica del Craton, con dos escuelas de pensamiento dominantes provenientes de Kusky (2003, [13] 2007, [1] 2010 [12] ) y Zhao (2000, [14] [9] 2005, [2] y 2012 [5] ). La principal diferencia en sus modelos es la interpretación de los dos eventos metamórficos precámbricos más importantes, que ocurrieron hace 2.500 millones de años y 1.800 millones de años respectivamente, en el Cratón del Norte de China. Kusky argumentó que el evento metamórfico hace 2.500 millones de años correspondió a la fusión del Cratón de sus bloques antiguos, [1] [13] [12] mientras que Zhao [2] [5] [9] [14] argumentó que el evento posterior fue responsable de la fusión.
Modelo de Kusky: el modelo de fusión de Craton de 2,5 ga
El modelo de Kusky propuso una secuencia de eventos que muestra los microbloques fusionándose hace 2.500 millones de años. [13] [15] Primero, en la época Arcaica (hace 4,6-2,5 mil millones de años), la litosfera del cratón comenzó a desarrollarse. [13] [15] Algunos microbloques antiguos se fusionaron para formar los bloques oriental y occidental hace 3.8 a 2.7 mil millones de años. [13] [15] El tiempo de formación de los bloques se determina en función de la edad de las rocas que se encuentran en el cratón. [13] [15] La mayoría de las rocas en el cratón se formaron hace alrededor de 2.700 millones de años, y se encontró que algunos pequeños afloramientos se formaron hace 3.800 millones de años. [13] [15] Luego, el Bloque Este sufrió una deformación, rompiendo en el Borde Occidental del Bloque hace 2.7 a 2.5 mil millones de años. [12] Se han encontrado evidencias de un sistema de grietas en el Cinturón Orogénico Central y tenían una antigüedad de 2.700 millones de años. [13] Estos incluían ofiolita y restos de un sistema de ruptura. [13] [15]
La colisión y la fusión comenzaron a ocurrir en la época del Paleoproterozoico (hace 2.5-1.6 mil millones de años). [13] [15] Desde hace 2.500 a 2.300 millones de años, los Bloques del Este y del Oeste chocaron y se fusionaron, formando el Cratón del Norte de China con el Cinturón Orogénico Central en el medio. [1] [12] El límite del Cinturón Orogénico Central está definido por la geología arcaica, que se encuentra a 1600 km desde el oeste de Liaoning hasta el oeste de Henan . [13] Kusky propuso que el escenario tectónico de la fusión es un arco de islas , en el que se formó una zona de subducción de inmersión hacia el oeste . [13] [15] Los dos bloques luego se combinaron a través de una subducción hacia el oeste del Bloque del Este. [13] El momento del evento de colisión se determina con base en la edad de cristalización de las rocas ígneas en la región y la edad del metamorfismo en el Cinturón Orogénico Central. [13] Kusky también creía que la colisión ocurrió justo después del evento de ruptura, como se ve en los ejemplos de orógenos en otras partes del mundo, los eventos de deformación tienden a ocurrir de cerca entre sí en términos de tiempo. [13] Después de la fusión del Cratón del Norte de China, Mongolia Interior-Norte de Hebei Orogen en el Bloque Occidental se formó por la colisión de un arco terrestre y el margen norte del cratón hace 2.300 millones de años. [13] El arco terrestre se formó en un océano desarrollado durante la extensión posterior a la colisión en el evento de fusión hace 2.500 millones de años. [13]
Además del evento de deformación a escala local, el cratón también interactuó y se deformó a escala regional. [13] [15] Interactuó con el supercontinente de Columbia después de su formación. [12] El margen norte de todo el cratón chocó con otro continente durante la formación del supercontinente de Columbia hace 1,92 a 1,85 mil millones de años. [12] [13] Por último, la configuración tectónica del cratón se volvió extensional y, por lo tanto, comenzó a salir del supercontinente de Columbia hace 1.800 millones de años. [12]
Modelo de Zhao: el modelo de fusión de Craton de 1,85 Ga
Zhao propuso otro modelo que sugiere que la fusión de los bloques oriental y occidental ocurrió hace 1.850 millones de años. [9] [14] [16] [17] La época Arcaica (hace 3.8-2.7 mil millones de años) fue una época de gran crecimiento de la corteza. [9] [14] [16] [17]
Los continentes comenzaron a crecer en volumen a nivel mundial durante este período, al igual que el Craton del Norte de China. [2] [5] Las rocas pre-neoarqueanas (hace 4,6-2,8 mil millones de años) son solo una pequeña porción de las rocas del basamento, pero en el cratón se encontró circón de hasta 4,1 mil millones de años. [2] [5] Él sugirió que la corteza neoarqueana (hace 2.8-2.5 mil millones de años) del Cratón del Norte de China, que representa el 85% del sótano Pérmico, se formó en dos períodos distintos. Primero es de 2.8 a 2.7 mil millones de años, y luego de 2.6 a 2.5 mil millones de años, según los datos de la edad del circón. [2] [5] Zhao sugirió un modelo de plutón para explicar la formación de rocas metamórficas hace 2.500 millones de años. [2] [5] El manto neoarqueano (2,8-2,5 Ma) subió y calentó el manto superior y la corteza inferior, lo que provocó un metamorfismo. [9]
En la época del Paleoproterozoico (hace 2.5-1.600 millones de años), el Craton del norte de China se fusionó en tres pasos, y la fusión final tuvo lugar hace 1.850 millones de años. [5] [9] Con base en las edades metamórficas en el Orógeno Trans del Norte de China, se determina el ensamblaje y el proceso de formación del Cratón del Norte de China. [5] [9] Zhao propuso que el Cratón del Norte de China se formó a partir de 4 bloques, el Bloque Yinshan, el Bloque Ordos, el Bloque Longgang y el Bloque Langrim. [5] [9] Los Bloques de Yinshan y Ordos chocaron y formaron el Bloque Occidental, creando el Cinturón de Khondalita hace 1,950 millones de años. [5] [9] Para el Bloque del Este, hubo un evento de ruptura en el Cinturón Jiao-Liao-Ji, que separó el Bloque Longgang y el Bloque Langrim con un océano antes de que el bloque se formara hace 2.1 a 1.900 millones de años. [5] [9] Se propone un sistema de rifting debido a cómo las rocas se metamorfosearon en el cinturón y se encontraron rocas simétricas a ambos lados del cinturón. [5] [9] Hace alrededor de 1.900 millones de años, el sistema de grietas en el cinturón Jiao-Liao-Ji cambió a un sistema subducción y colisión. [5] [9] El Bloque Longgang y el Bloque Langrim luego se combinaron, formando el Bloque Este. [5] [9] Hace 1.850 millones de años, el Orógeno Trans del Norte de China se formó por la colisión de los Bloques Oriental y Occidental en un sistema de subducción hacia el este, probablemente con un océano entre los 2 bloques subducidos. [2] [5] [9] [14]
Zhao también propuso un modelo sobre la interacción del Craton del Norte de China con el Supercontinente de Columbia. [17] [18] Él sugirió que el evento de formación del craton hace 1.850 millones de años fue parte del proceso de formación del supercontinente de Columbia. [17] [18] El cratón también registró un evento de acreción exterior del supercontinente de Columbia después de su formación. [17] [18] El Cinturón Volcánico de Xiong'er ubicado en el Margen Sur del cratón registró el evento de acreción del Supercontinente en términos de una zona de subducción. [18] El Craton del Norte de China se separó del Supercontinente hace 1.600 a 1.200 millones de años a través de un sistema de grietas llamado Zhaertai Bayan Obo rift zone, donde se encontraron umbrales máficos, es una evidencia de tal evento. [18]
Hora [a] | El modelo de fusión 2.5Ga (Kusky) | El modelo de fusión 1.8Ga (Zhao) |
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3.8–2.7Ga | Microbloques antiguos se fusionaron para formar el bloque occidental y oriental [13] | La corteza creció y se formó, con plutones ascendentes en la región, lo que provocó un metamorfismo extenso [2] [5] [9] [14] |
2.7–2.5Ga | Deformación del bloque oriental (rifting en el borde occidental) [12] | |
2.5–2.3Ga | Los bloques occidental y oriental chocaron y formaron el cinturón orogénico central de tendencia NS entre los dos bloques que se fusionan [1] [12] | |
2,3 Ga | Colisión de Arc Terrane en Mongolia Interior - Orogen del norte de Hebei en el norte del Cratón [13] | |
2.2–1.9Ga | Grieta y colisión del Bloque Este a lo largo del Cinturón Jiao-Liao-Ji [5] [9] | |
1,95 Ga | El margen norte chocó con los continentes en el supercontinente de Columbia [12] [13] | Yinshan y Ordos Block chocaron y formaron el Bloque Occidental y el Cinturón de Khondalita [5] [9] |
1,85 Ga | Colisión de los bloques oriental y occidental que conducen a su fusión y la formación del orógeno trans norte de China [5] [9] | |
1.8Ga | La configuración tectónica del cratón se volvió extensional donde el cratón estalló en el supercontinente de Columbia [12] [13] |
Los argumentos de Kusky y Zhao contra los otros modelos
Kusky y Zhao propusieron argumentos contra el modelo del otro. Kusky argumentó que los eventos metamórficos de hace 1.800 millones de años encontrados por Zhao para probar que el evento de fusión es solo la sobreimpresión del evento de colisión con el supercontinente de Columbia hace 1.850 millones de años. [12] El evento de colisión con el supercontinente de Columbia también reemplazó la litosfera con un nuevo manto, lo que afectaría la datación. [12] Otro argumento es que las rocas metamórficas encontradas hace 1.800 millones de años no se limitan al Cinturón Orogénico Central (o Cinturón Orogénico Trans-Norte de China). [12] También se encuentran en el Bloque Occidental, lo que indica que los eventos metamórficos fueron un evento en todo el cratón. [12] Zhao, por el contrario, argumentó que basándose en las evidencias litológicas, por ejemplo, los Bloques Oriental y Occidental deben haberse formado en escenarios diferentes de la parte central hace 2.6 a 2.5 mil millones de años. [5] [17] Por lo tanto, se habrían separado en ese momento. [5] [17] El afloramiento del plutón puede explicar el evento metamórfico de hace 2.500 millones de años. [5] [17] Zhao también argumentó que Kusky no ha proporcionado suficiente evidencia isotópica con respecto a los datos metamórficos. [5] [17] En contraste con el argumento de Kusky de que los eventos de deformación deberían seguirse estrechamente entre sí en lugar de permanecer quietos durante 700 millones de años, Zhao argumentó que hay muchos orógenos en el mundo que han permanecido quietos durante un largo período de tiempo. tiempo sin eventos de deformación. [5] [17]
Otros modelos (modelo de 7 bloques de Zhai, modelo de 3 bloques de Faure y Trap, modelo de doble subducción de Santosh)
Aparte de los modelos propuestos por Kusky y Zhao, hay algunos otros modelos disponibles para explicar la evolución tectónica del Craton del Norte de China. Uno de los modelos es propuesto por Zhai. [19] [20] [21] Estuvo de acuerdo con Kusky en el marco de tiempo de los eventos de deformación ocurridos en el Cratón del Norte de China. [19] También propuso que el continente creció de alrededor de 2.9 a 2.7 mil millones de años, fusionándose hace 2.5 mil millones de años y deformándose alrededor de 2.0 a 1.8 mil millones de años debido a sus interacciones con el supercontinente de Columbia. [19] El mecanismo detrás de estos eventos tectónicos es el sistema de ruptura y subducción, que es similar a los dos modelos propuestos por Kusky y Zhao. [19] Hay una gran diferencia de la teoría de Zhai con los modelos antes mencionados: propuso que el Cratón del Norte de China, en lugar de simplemente amalgamado y formado a partir de los Bloques Oriental y Occidental, se fusionó a partir de un total de 7 bloques antiguos. [19] [20] [21] Zhai descubrió que las rocas metamórficas de alto grado, un buen indicador de eventos de amalgama, se han observado en todo el cratón, no solo restringidas al Trans-North China Orógen o al Cinturón Orogénico Central. [19] [20] [21] Luego propuso que debió haber más bloques que participaron en el proceso de amalgamación para explicar la presencia de cinturones de rocas metamórficas de alto grado, que debieron haberse formado en un evento de fuerte deformación. que creó un ambiente de alta presión y alta temperatura. [19] [20] [21]
Faure y Trap propusieron otro modelo basado en las evidencias estructurales y de datación que encontraron. [22] [23] [24] Utilizaron Ar-Ar y U-Pb métodos de datación y evidencias estructurales incluyendo escisiones, lineación y los datos de la inmersión y la huelga para analizar la Precámbrico historia de la cratón [22] [23] [24] La El momento de la fusión final en su modelo está en línea con el momento propuesto por Zhao, también hace alrededor de 1.800 a 1.900 millones de años, pero también se ha sugerido otro momento de deformación significativa (hace 2.100 millones de años). [22] [23] [24] La división de microbloques se desvió del modelo de Zhao. [22] [23] [24] Faure y Trap identificaron 3 bloques continentales antiguos, los Bloques Oriental y Occidental, igual que el modelo de Zhao, así como el Bloque Fuping, que difiere del Orógeno Trans-Norte de China en el modelo de Zhao. [22] [23] [24] Los 3 bloques estaban separados por dos océanos, que eran el océano Taihang y el océano Lüliang. [22] [23] [24] También han propuesto la secuencia y el momento en que ocurrieron los eventos. [22] [23] [24] Hace alrededor de 2.100 millones de años, el Océano Taihang se cerró con el Bloque Oriental y el Bloque Fuping fusionados a través de la Sutura Taihang. [22] [23] [24] Desde hace 1.900 hasta 1.800 millones de años, el océano Lüliang se cerró, promoviendo la fusión de los bloques oriental y occidental. [22] [23] [24]
Santosh propuso un modelo para explicar el rápido ritmo de fusión de los bloques continentales, proporcionando así una mejor imagen de los mecanismos de cratonización del Cratón del Norte de China. [11] [26] Para el marco de tiempo de los eventos de deformación, generalmente estuvo de acuerdo con el modelo de Zhao basado en datos metamórficos. [11] [26] Proporcionó una nueva perspectiva para explicar la dirección de subducción de las placas durante la fusión, donde el modelo de amalgamación de cratón de 2.5 Ga sugería subducción hacia el oeste, y el modelo de amalgamación de cratón de 1.85Ga sugería subducción del este. [11] [26] Se hizo un mapeo sísmico extensa sobre el cratón, haciendo uso de las ondas P y las ondas S . [11] [26] Descubrió rastros de una placa subducida en el manto, que indicaba la posible dirección de subducción de la placa antigua. [11] [26] Encuentra que el bloque Yinshan (parte del Bloque Oeste) y el bloque Yanliao (parte del Bloque Este) se subducen hacia el centro alrededor del Bloque Ordos (parte del Bloque Oeste)., [11] [26] en el que el bloque Yinshan se subduce hacia el este hacia el bloque Yanliao. [11] [26] El bloque Yinshan se sometió aún más al sur del bloque Ordos. [11] [26] Por lo tanto, el bloque de Ordos estaba experimentando una doble subducción, lo que facilitaba la fusión de diferentes bloques del cratón y sus interacciones con el supercontinente de Columbia. [11] [26]
Modelo de Zhao (modelo de fusión de 1.85Ga) | Modelo de Kusky (modelo de fusión 2.5Ga) | Modelo de Zhai (modelo de 7 bloques) | Modelo de Faure (modelo de 3 bloques) | Modelo de Santosh (modelo de doble subducción) | |
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Momento de la fusión | 1,85 Ga [2] [5] [17] | 2,5–2,3 Ga [1] [12] [13] [15] | 2,5-2,3 Ga [19] [20] [21] | Fusión final en 1.8–1.9Ga, pero un evento de fusión adicional del Bloque Fuping con el Bloque Este [22] [23] [24] | 1,85 Ga [11] [26] |
Microbloques constituyentes del cratón del norte de China | Los bloques oriental y occidental, separados por el orógeno trans-norte de China [2] [5] [17] | Los bloques oriental y occidental, separados por el cinturón orogénico central [1] [12] [13] [15] | 7 microbloques (Bloque Qianhuai, Bloque Jiaoliao, Bloque Jining, Bloque Xuchang, Bloque Xuhuai, Bloque Alashan) separados por cinturones de rocas metamórficas [19] [20] [21] | Los bloques oriental y occidental con el bloque Fuping en el medio [22] [23] [24] | Los bloques oriental y occidental, separados por el orógeno transnorte de China [11] [26] |
Dirección de subducción | Subducción hacia el este [2] [5] [17] | Subducción hacia el oeste [1] [12] [13] [15] | (No mencionado) | Subcción hacia el oeste [22] [23] [24] | Subducción doble, tanto subducción hacia el oeste como hacia el este [11] [26] |
Historia fanerozoica (hace 541 millones de años hasta la actualidad)
El cratón del norte de China se mantuvo estable durante mucho tiempo después de la fusión del cratón. [1] [4] Se depositaron espesos sedimentos del Neoproterozoico (hace 1000 a 541 millones de años). [1] [4] Las rocas sedimentarias paleozoicas planas registraron extinción y evolución . [27] [4] El centro del cratón permaneció estable hasta mediados del Ordovícico (hace 467-458 millones de años), debido al descubrimiento de xenolitos en la litosfera más antigua en diques de kimberlita . [4] Desde entonces, el cratón del norte de China entró en un período de destrucción de cratón, lo que significa que el cratón ya no era estable. [1] [4] La mayoría de los científicos definieron la destrucción de un cratón como el adelgazamiento de la litosfera, perdiendo así rigidez y estabilidad. [1] [4] [28] Un evento de adelgazamiento de la litosfera a gran escala tuvo lugar especialmente en el Bloque Este del cratón, lo que provocó deformaciones y terremotos a gran escala en la región. [1] [4] [28] El gradiente de gravedad mostró que el Bloque del Este permanece delgado hasta el día de hoy. [1] [29] El mecanismo y el momento de la destrucción del cratón todavía está en debate. Los científicos propusieron cuatro eventos de deformación importantes que posiblemente podrían conducir o contribuir a la destrucción del cratón, a saber, la subducción y el cierre del Océano Paleoasiático en el Carbonífero al Jurásico (hace 324-236 millones de años), [1] [4] colisión del Triásico tardío del Yangtze Craton y North China Craton (hace 240-210 millones de años), [29] [30] [31] [32] [33] [34] [35] Subducción jurásica de la placa Paleo-Pacífico (200-100 millones de años hace) [28] [36] [37] y el colapso de los orógenos en el Cretácico (hace 130-120 millones de años). [1] [4] [38] [39] [40] [41] En cuanto al mecanismo de desestabilización, se podrían generalizar 4 modelos. Son el modelo de subducción, [1] [28] [32] [37] [29] [30] el modelo de extensión [4] [33] [38] [41] el modo de recubrimiento de magma, [39] [40] [42] [43] [44] y el modelo de plegado litosférico. [32]
Cronología de la destrucción del cratón
Hubo varios eventos tectónicos importantes que ocurrieron en el Fanerozoico , especialmente en los márgenes del Bloque Este. Se supuso que algunos de ellos habían causado la destrucción del cratón.
- Carbonífero al Jurásico Medio (hace 324-236 millones de años) --- Subducción y cierre del Océano Paleoasiático. [1] [4]
- Las zonas de subducción se ubicaron en el margen norte donde los continentes crecieron por acreción . [1] [4] Se produjo la sutura de Solonker y, por lo tanto, se cerró el océano Paleoasiático. [1] [4]
- Hubo 2 fases de ascenso de magma, una ocurrió hace 324-270 millones de años, mientras que otra ocurrió hace 262-236 millones de años. [1] [4] Rocas como granitos sincolisionales , complejos de núcleos metamórficos, granitoides se produjeron con magma de derretimientos parciales de las rocas precámbricas . [1] [4]
- Dado que se encontraron sedimentos marinos en la mayor parte del cratón, excepto en la parte norte, se puede concluir que el cratón todavía era relativamente estable después de este evento de deformación. [4]
- Triásico Tardío (hace 240-210 millones de años) --- Montaje del Craton del Norte de China y del Craton Yang Tze. [1] [4]
- La sutura entre el Craton del Norte de China y el Craton Yang Tze fue causada por una subducción profunda y un ajuste de colisión, creando Qinling -Dabie Orogen. [1] [4] [32] Esto está respaldado por evidencia mineral, como diamantes , eclogitas y gneis félsicos . [1] [32]
- El magmatismo prevalecía en el lado este, y el magma formado en este período era relativamente joven. [1] [4] El magmatismo fue causado en gran parte por la colisión entre dos cratones. [1] [4]
- La acumulación de tierra, la colisión continente-continente y la extrusión en el área causaron varias etapas de metamorfismo. [1]
- Evidencias de varias dataciones isotópicas (por ejemplo, datación de circón U-Pb), [30] [31] [32] y análisis de composición [30] mostraron que la litosfera del Cratón Yang Tze estaba por debajo del Cratón del Norte de China en alguna parte del Este. Block, y que la muestra de magma era joven en relación con el período en que se formaron. [1] [4] [30] [31] [32] Esto muestra que la antigua litosfera inferior fue reemplazada extensamente, por lo tanto, adelgazada. [1] [4] [30] [31] [32] Por lo tanto, se propone que este período sea el momento en que ocurrió la destrucción del cratón. [1] [4] [30] [31] [32]
- Jurásico (hace 200-100 millones de años) --- Subducción de la placa Paleo-Pacífico [1] [4]
- La Placa del Pacífico se subdujo hacia el oeste cuando se cerró la cuenca del océano al norte del cratón. Probablemente se trataba de una configuración de margen continental activo. [1] [4] [28] [36] [37]
- La falla de Tan Lu está ubicada en el lado este del cratón. [45] El momento de su formación es discutible. Algunos argumentaron que se formó en el Triásico, mientras que algunos sugirieron el Cretácico . [45] La falla tenía unos 1000 km de longitud y se extendía hasta Rusia. [45] Probablemente fue causado por una colisión con el Cratón del Sur de China o por una convergencia oblicua con las placas del Pacífico y Asia. [1] [45]
- Los científicos estudiaron la composición química de las rocas para determinar su origen y proceso de formación, [28] y también estudiaron la estructura del manto. [36] Los estudios muestran que la litosfera inferior en este período fue inyectada nuevamente. [28] [36] El nuevo material siguió la tendencia norte-noreste, [28] [36] que se concluyó que la subducción de la Placa del Pacífico provocó la eliminación de la antigua litosfera y, por lo tanto, adelgazó el cratón. [28] [36]
- Cretácico ( hace 130-120 millones de años) --- Colapso del orógeno [1] [4]
- Este es un período en el que el modo de la tectónica cambió de contracción a extensión. [1] [4] Esto resultó en el colapso del orógeno formado en el Jurásico al Cretácico . [1] [4] El cinturón y la meseta orogénicos (la meseta de colisión de Hubei y el cinturón de Yanshan) comenzaron a colapsar y formaron complejos centrales metamórficos con fallas normales. [4] [1]
- Bajo la influencia del campo de tensión extensional , se formaron cuencas , por ejemplo, la cuenca de la bahía de Bohai . [46]
- El magmatismo prevalecía y los estudios isotópicos mostraron que la composición del manto cambió de enriquecida a empobrecida, lo que demostró que nuevos materiales estaban reemplazando la raíz del manto. [42] [39] [38] [37] [36] [4] La evidencia proviene del análisis de isótopos de hafnio (Hf), [38] [47] [48] [49] [50] estudios de xenolito zircón, [39] [42] y análisis de las rocas metamórficas. [42]
Evento geológico | Estructura geológica resultante | |
---|---|---|
Carbonífero al Jurásico Medio (hace 324-236 millones de años) | Subducción y cierre del Océano Paleoasiático , con fases de magmatismo observadas. [1] [4] | Sutura de Solonker (al norte del Cratón) [1] [4] |
Triásico tardío (hace 240-210 millones de años) | Sutura entre el Craton del Norte de China y el Craton Yang Tze por subducción profunda y colisión continental. Los datos isotópicos mostraron que al menos parte de la raíz del cratón fue destruida. [1] [4] [32] | Qinling -Dabie Orogen (de sur a suroeste del Craton) [1] [4] [32] |
Jurásico (hace 200-100 millones de años) | La placa del Pacífico fue subducida hacia el oeste en un marco de margen continental activo. Esto da como resultado un nuevo material magmático (como lo muestra la edad isotópica) que se alinea con la zona de subducción, lo que demuestra la destrucción del cratón. [1] [4] [28] [36] [37] | Falla de Tan-Lu (al este del Cratón) [1] [4] [28] [36] [37] |
Cretácico ( hace 130-120 millones de años) | Modo de tectónica cambiado a extensión . El cinturón y la meseta orogénicos ( meseta de colisión de Hubei y cinturón de Yanshan) comenzaron a colapsar, lo que también resultó en el reemplazo de material magmático en la raíz del manto. [1] [4] | Cuenca de la bahía de Bohai [1] [4] |
Causas de la destrucción del cratón
Las causas del evento de destrucción del cratón y el adelgazamiento de la litosfera del Bloque Este son complicadas. Se pueden generalizar cuatro modelos a partir de los diferentes mecanismos propuestos por los científicos.
- Modelo de subducción
- Este modelo explicó la subducción como la principal causa de la destrucción del cratón. Es un modelo muy popular.
- La subducción de la placa oceánica también provoca la subducción del agua dentro de la litosfera. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31] A medida que el fluido encuentra alta temperatura y presión al ser subducido, el fluido se libera, debilitando la corteza y el manto debido al punto de fusión más bajo de rocas. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
- La subducción también provoca el engrosamiento de la corteza en la placa superior. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31] Una vez que la corteza demasiado espesa colapsa, la litosfera se adelgaza. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
- La subducción provoca la formación de eclogita porque las rocas están bajo alta temperatura y presión, por ejemplo, la placa subducida queda profundamente enterrada. [1] [28] [32] [37] [29] [30] Por lo tanto, causaría la rotura y el retroceso de la losa , adelgazando la litosfera. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
- La subducción se produjo ampliamente en el Fanerozoico, incluida la subducción y el cierre del Océano Paleoasiático en el Carbonífero al Jurásico Medio , la subducción del Cratón Yang Tze bajo el Cratón del Norte de China en el Triásico Tardío , [30] [29] [37] [31] y subducción de la placa Paleo-Pacífico en el Jurásico y el Cretácico [1] [28] como se mencionó en la parte anterior. Por tanto, el modelo de subducción se puede utilizar para explicar el evento de destrucción del cratón propuesto en diferentes períodos.
- Modelo de extensión
- Hay 2 tipos de extensión litosférica, la subducción en retirada y el colapso de los orógenos. [4] [33] [38] [41] Ambos se han utilizado para explicar el adelgazamiento litosférico ocurrido en el Cratón del Norte de China. [33] [41] [4] [38]
- El sistema de subducción en retirada significa que la placa de subducción se mueve hacia atrás más rápido de lo que avanza la placa superior. [41] [4] [38] La placa superior se extiende para llenar el espacio. [41] [4] [38] Con el mismo volumen de litosfera pero extendiéndose a un área más grande, la placa superior se adelgaza. [41] [4] [38] Esto podría aplicarse a diferentes eventos de subducción en el fanerozoico. [41] [4] [38] Por ejemplo, Zhu propone que la subducción del Océano Paleo-Pacífico fue un sistema de subducción en retirada, que causó el adelgazamiento litosférico en el Cretácico. [4] [38] [41]
- El colapso del orógeno introduce una serie de fallas normales (por ejemplo, fallas en las estanterías) y adelgaza la litosfera. [33] El colapso de los orógenos es muy común en el Cretácico. [33]
- Modelo de revestimiento de magma
- Este modelo sugiere que el magma caliente joven está muy cerca de la corteza. [39] [40] [42] [43] [44] El calor luego derrite y adelgaza la litosfera, causando el surgimiento de la astenosfera joven . [39] [40] [42] [43] [44]
- El magmatismo prevaleció en todo el Fanerozoico debido a los extensos eventos de deformación. [39] l [42] [40] [43] [44] Por lo tanto, este modelo se puede utilizar para explicar el adelgazamiento litosférico en diferentes períodos de tiempo. [39] [42] [40] [43] [44]
- Modelo plegable ashosphere
- Este modelo se propone específicamente para ver cómo el Craton Yang Tze y el Craton del Norte de China colisionaron y adelgazaron la litosfera. [32]
- La colisión de los 2 cratones primero engrosó la corteza al doblarla. [32] La eclogita se formó en la corteza inferior, lo que hizo que la corteza inferior fuera más densa. [32] También se desarrollaron nuevas zonas de cizallamiento en la corteza inferior. [32]
- La astenosfera se concentró y se filtró en los puntos débiles desarrollados en las zonas de cizallamiento de la corteza inferior. [32] La pesada corteza inferior se fragmentó y se hundió en la litosfera. [32] Luego se adelgazó la litosfera del Cratón del Norte de China. [32]
Bioestratigrafía
El Cratón del Norte de China es muy importante en términos de comprensión de la bioestratigrafía y la evolución. [27] [6] En el Cámbrico y el Ordovícico , las unidades de piedra caliza y carbonato mantuvieron un buen registro de bioestratigrafía y, por lo tanto, son importantes para estudiar la evolución y la extinción masiva . [27] [6] La plataforma del norte de China se formó a principios del Paleozoico. [27] [6] Había sido relativamente estable durante el Cámbrico y, por lo tanto, las unidades de piedra caliza se depositan con relativamente pocas interrupciones. [27] [6] Las unidades de piedra caliza se depositaron en un entorno submarino en el Cámbrico. [27] [6] Estaba limitado por fallas y cinturones, por ejemplo, falla Tanlu. [27] [6] Las unidades sedimentarias de carbonato cámbrico y ordovícico se pueden definir mediante seis formaciones: Liguan, Zhushadong, Mantou, Zhangxia, Gushan, Chaomidian. [27] [6] Se pueden recuperar diferentes muestras de trilobites en diferentes estratos, formando biozonas . [27] [6] Por ejemplo, la zona faltawelderia tenuilimbata (un tipo de trilobites) en la formación Gushan. [27] [6] Las biozonas de trilobites pueden ser útiles para correlacionar e identificar eventos en diferentes lugares, como identificar secuencias de discordancia de una biozona faltante o correlacionar eventos que suceden en un bloque vecino (como el bloque Tarim). [27] [6]
La secuencia de carbonatos también puede ser de importancia evolutiva porque indica eventos de extinción como los biómeros del Cámbrico. [51] Los biómeros son pequeños eventos de extinción definidos por la migración de un grupo de trilobites, familia Olenidae , que había vivido en un ambiente de aguas profundas. [51] Los trilobites Olenidae migraron a regiones marinas poco profundas mientras que los otros grupos y familias de trilobites desaparecieron en ciertos períodos de tiempo. [51] Se especula que esto se debe a un cambio en las condiciones del océano, ya sea una caída en la temperatura del océano o una caída en la concentración de oxígeno. [51] Afectaron la circulación y el entorno de vida de las especies marinas. [51] El entorno marino poco profundo cambiaría drásticamente, asemejándose a un entorno marino profundo. [51] Las especies de aguas profundas prosperarían, mientras que las otras especies se extinguieron. Los fósiles de trilobites registran en realidad importantes procesos de selección natural. [51] La secuencia de carbonato que contiene los fósiles de trilobites, por lo tanto, es importante para registrar el paleoambiente y la evolución. [51]
Recursos minerales en el cratón del norte de China
El Cratón del Norte de China contiene abundantes recursos minerales que son muy importantes desde el punto de vista económico. Con las complejas actividades tectónicas en el Cratón del Norte de China, los depósitos de mineral también son muy ricos. La deposición de mineral se ve afectada por la interacción atmosférica e hidrosfera y la evolución de la tectónica primitiva a la tectónica de placas moderna. [52] La formación de minerales está relacionada con la fragmentación y el ensamblaje del supercontinente . [52] Por ejemplo, el cobre y el plomo depositados en rocas sedimentarias indicaron fisuras y, por lo tanto, fragmentación de un continente; El cobre, los depósitos de mineral de sulfuro masivo volcanogénico ( depósitos de mineral VMS) y los depósitos de oro orogénico indicaron subducción y tectónica convergente, es decir, amalgama de continentes. [52] Por lo tanto, la formación de un cierto tipo de mineral está restringida a un período específico y los minerales se forman en relación con eventos tectónicos. [52] A continuación, se explican los depósitos de mineral en función del período en que se formaron.
Depósitos minerales
Neoarqueano tardío (hace 2.8-2.5 mil millones de años)
Todos los depósitos de este período se encuentran en cinturones de piedra verde , que es un cinturón lleno de rocas metamórficas. Esto es consistente con la actividad tectónica activa en el Neoarqueano . [2] [52]
Las formaciones de hierro en bandas (BIF) pertenecen a facies de granulita y están ampliamente distribuidas en las unidades metamorfoseadas. La edad del mineral se define mediante el análisis isotópico de la datación por hafnio ]. [53] Están entrelazados con rocas sedimentarias volcánicas. [52] También pueden presentarse como algunas otras características: capas desmembradas, lentes y boudins . [52] Todas las ocurrencias de hierro están en forma de óxido , raramente en forma de silicato o carbonato . [52] Al analizar su composición de isótopos de oxígeno , se sugiere que el hierro se depositó en un entorno de mar poco profundo débilmente oxidado. [52] [53] Hay cuatro regiones donde se encuentran grandes depósitos de hierro: Anshan en el noreste de China, el este de Hebei , Wutai y Xuchang -Huoqiu. [52] La formación de hierro en bandas de Craton del norte de China contiene la fuente más importante de hierro en China. Consiste en más del 60 al 80% de las reservas de hierro de la nación. [52]
Los depósitos de cobre y zinc (Cu-Zn) se depositaron en el cinturón de piedra verde de Hongtoushan , que estaba ubicado en la parte noreste del Cratón del Norte de China. [52] Son depósitos típicos de mineral de sulfuro masivo volcanogénico y se formaron en un ambiente de rift . [52] Es posible que la formación de los depósitos de Cu-Zn no se produzca bajo la tectónica moderna, por lo que el proceso de formación podría ser diferente del sistema de grietas moderno. [52]
Los depósitos de oro neoarqueanos del cinturón de piedra verde están ubicados en Sandaogou (lado noreste del Cratón del Norte de China). [52] [54] Los depósitos de oro tipo cinturón de piedra verde no se encuentran comúnmente en el cratón porque la mayoría de ellos fueron reelaborados en el Mesozoico, por lo que parecían tener alguna otra forma. [52] Sin embargo, a partir de otros ejemplos cratónicos en el mundo, los depósitos de oro del cinturón de piedra verde deberían ser abundantes en primer lugar. [52]
Paleoproterozoico (hace 2.5-2.6 mil millones de años)
Las rocas metamórficas de temperatura ultra alta encontradas en el Período Paleoproterozoico indican el comienzo de la tectónica moderna. [52] [55] Los grandes eventos de oxigenación (GOE) también ocurrieron en este período y marcaron el comienzo de un cambio de un ambiente pobre en oxígeno a uno rico en oxígeno. [52] [55] Hay dos tipos de minerales que se encuentran comúnmente en este período. [52] [55] Son depósitos de zinc de cobre-plomo y depósitos de magnesita - boro .
Los depósitos de cobre-plomo-zinc (Cu-Pb-Zn) se depositaron en cinturones móviles de fraguado en colisión, que se encontraban en un sistema de rift y subducción . [55] Los depósitos de cobre se encuentran en el área de Zhongtiaoshan de la provincia de Shanxi . [52] [55] La secuencia de khondalita , que son rocas metamórficas de alta temperatura, y el grafito a menudo se encuentran junto con los depósitos de mineral. [52] Se han encontrado algunos tipos de depósitos de mineral y cada uno de ellos corresponde a un entorno de formación diferente. [52] El Cu-Pb-Zn se formó en depósitos VMS metamorfoseados, los depósitos de Cu-Mo se formaron en complejos de arcos acumulados, mientras que los depósitos de Cu-Co de cobre y cobalto se formaron en un entorno intrusivo. [52] [55]
Los depósitos de magnesita y boro se formaron en secuencias sedimentarias bajo lagunas marinas poco profundas relacionadas con las fisuras. [52] Fue una respuesta al gran evento de oxidación visto por su contenido isotópico. [52] En el cinturón móvil de Jiaoliao, el GOE cambió la relación isotópica de 13 C y 18 O a medida que la roca se recristalizaba y se intercambiaba masa. [52] El mineral también permite a las personas comprender mejor el sistema de eventos de oxidación global, por ejemplo, mostrando el cambio químico atmosférico exacto durante ese período. [52]
Mesoproterozoico (hace 1.6 a 1.0 mil millones de años)
Se formó un sistema de elementos de tierras raras- hierro-plomo-zinc (REE-Fe-Pb-Zn) a partir de la ruptura extensional con afloramiento del manto y, por lo tanto, el fraccionamiento del magma. [56] [52] Hubo múltiples eventos de ruptura que resultaron en la deposición de minerales de hierro y la presencia del elemento de tierras raras estuvo estrechamente relacionada con los diques de hierro y carbonatita . [56] [52] El sistema REE-Fe-Pb-Zn ocurre en una sucesión alterna volcánica y sedimentaria. [56] [52] Aparte de REE, LREE (elementos ligeros de tierras raras) también se encuentran en los diques de carbonatita. [56] [52] Los elementos de tierras raras tienen importantes implicaciones industriales y políticas en China. [56] [52] China está a punto de monopolizar la exportación de elementos de tierras raras en todo el mundo. [56] [52] Incluso Estados Unidos depende en gran medida de los elementos de tierras raras importados de China, [56] [52] mientras que los elementos de tierras raras son esenciales en las tecnologías. [57] [58] Los elementos de tierras raras pueden producir imanes permanentes de alta calidad y, por lo tanto, son insustituibles en la producción de aparatos y tecnologías eléctricos, incluidos televisores, teléfonos, turbinas eólicas y láseres. [57] [58]
Paleozoico (541-350 millones de años)
Un sistema de cobre- molibdeno (Cu-Mo) se originó tanto en el Cinturón Orogénico de Asia Central (Norte) como en el Cinturón Orogénico de Qinling (Sur). [52]
Los depósitos de mineral del cinturón orgánico de Asia Central se produjeron en complejos de arco. [52] Se formaron a partir del cierre del océano Paleoasiático. [52] La subducción generó mineralización de cobre y molibdeno Cu-Mo en los márgenes del bloque de la litosfera. [52] [59] [60] Los depósitos de Duobaoshan Cu y Bainaimiao Cu-Mo se encuentran en granodiorita . [52] [59] Los depósitos de Tonghugou se producen con la calcopirita de mineral de cobre . [52] El norte de China albergaba una gran reserva de molibdeno con más de 70 cuerpos minerales encontrados en el margen norte del cratón. [52]
Los depósitos minerales en el margen sur del Cratón del Norte de China están junto al cinturón orogénico de Qinling . [52] [59] Algunos depósitos se formaron durante la fusión de los bloques del norte y sur de China. [52] Un proceso de rifting-subducción-colisión en la zona de sutura de Danfeng generó depósitos de VMS (Cu-Pb-Zn) en el área del arco y una cuenca de falla marginal. [52] [59]
Durante la apertura de los océanos Paleo-Qinling en este período, los depósitos de níquel- cobre formados con cuerpos de gabro de peridotita y los minerales se pueden encontrar en Luonan . [52] [59]
Mesozoico (hace 251-145 millones de años)
Los depósitos de oro (Au) en el Mesozoico son muy abundantes. [52] [61] El entorno de formación del oro incluye mineralización intercontinental, destrucción de cratones y reemplazo del manto. [52] El origen del oro es de las rocas del basamento precámbrico del Complejo Jiaodong y del manto subyacente que sufrieron un metamorfismo de alto grado cuando se intruyeron con granitoides mesozoicos. [52] [61] El mayor grupo de depósitos de oro en China se encuentra en la península de Jiaodong (al este de la provincia de Shandong ). [52] [61] El área produjo una cuarta parte de la producción de oro del país, pero consistió solo en el 0.2% del área de China. [52] Los tres subgrupos de depósitos de oro en el norte de China son Linglong, Yantai y Kunyushan, respectivamente. [52]
Producción de diamantes
China ha estado produciendo diamantes durante más de 40 años en el Craton del Norte de China. [62] Al principio, los diamantes se producían a partir de depósitos aluviales, pero más tarde la tecnología mejoró y los diamantes ahora se producen a partir de fuentes kimberlíticas . [62] Hay dos minas de diamantes principales en China, la mina 701 Changma de China Diamond Corps en la provincia de Shandong y la mina Wafangdian en la provincia de Liaoning . [62] El primero funcionó durante 34 años y producía 90.000 quilates de diamantes al año. [62] Este último produjo 60.000 quilates por año, pero su actividad minera cesó en 2002. [62]
Los diques y tuberías de kimberlita con diamantes se colocaron durante el Ordovícico en la corteza arcaica hace entre 450 y 480 millones de años y nuevamente en el Terciario . [62] Los sucesos edificantes hicieron que la kimberlita quedara expuesta. [62] Las dos minas existen a lo largo de diques estrechos y discontinuos alrededor de la falla de Tan Lu. [62] porfídico kimberlitas frecuentemente ocurren con una matriz de otros materiales, tales como serpentinized olivino y flogopita o biotita , y de brechas fragmentos. [62] La aparición de diamantes con diferentes materiales provocó una diferencia en el grado del diamante, la distribución del tamaño del diamante y la calidad. [62] Por ejemplo, los diamantes de la mina 701 Changma de China Diamond Corps tienen un valor de 40 dólares por quilate, mientras que los diamantes de la mina Wafangdian tienen un valor de hasta 125 dólares por quilate. [62]
Ver también
- Subducción arcaica
- Bloque oriental del Craton del norte de China
- Geología eoarcaica
- Bloque occidental del Craton del norte de China
Notas
- una. ^ Ga es la forma abreviada de hace mil millones de años; Ma es la forma corta de hace millones de años.
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