Principales etapas evolutivas del antiguo Océano Asiático
El período de tiempo de la antigua región del Océano Asiático durante la evolución tectónica de Asia Central se puede dividir aproximadamente en 8 etapas:
(1) Eón Arcaico (Ar): el período de formación del antiguo núcleo continental (3600 ~2500Ma).
(2) Paleoproterozoico (Pt): la corteza alrededor del núcleo del antiguo continente continuó creciendo para formar el continente antiguo primitivo. El continente antiguo primitivo se dividió y fusionó para formar un basamento cristalino unificado. ("Columbia Supercontinent", formado entre 1990 y 1500 Ma Rogers et al., 2002).
(3) En el Mesozoico-Neoproterozoico temprano (Pt2-3), el "Supercontinente Colombia" se rompió y convergió para formar el Supercontinente "Rodinia" (1800~850Ma). En Kazajstán-Kirguistán, el Movimiento Isedon representado por la intrusión de granito de 1050 Ma, el Movimiento de las Montañas Altyn en Xinjiang y los sedimentos marinos continentales no metamorfoseados del Sistema Qingbaikou están ubicados de manera discordante en el sistema de rocas metamórficas subyacente, que es aproximadamente equivalente a las Montañas Verdes en América del Norte. Movimiento de voluntad. Es un símbolo de la agregación del supercontinente "Rodinia".
(4) Neoproterozoico medio a tardío (Criogénico-Ediacárico): el supercontinente "Rodinia" se rompió y se desarrolló a partir de una grieta en el antiguo Océano Asiático (850-542 m.a). Las rocas morrenas, las rocas parecidas a morrenas, las rocas volcánicas alcalinas, las rocas volcánicas bimodales, etc., que están ampliamente desarrolladas en Asia Central, son signos de la desintegración de los continentes antiguos.
Siempre ha habido diferentes opiniones sobre la comprensión del antiguo océano asiático. El antiguo océano asiático definido por Sanianshan et al (1990) se refiere al antiguo continente que una vez se desarrolló entre Siberia, el norte de China, Tarim. y Kazajstán, el océano antiguo; la opinión de Dobrezov et al. es que el antiguo océano Pacífico y el antiguo océano asiático pertenecen a dos ramas del sistema de rift trifurcado, los cuales nacieron durante la desintegración del supercontinente neoproterozoico; et al. (2002) El antiguo océano entre Gondwana y América del Norte, Rusia, Siberia y otras masas terrestres se llama Océano Laurasiático, y su sección oriental, es decir, el antiguo océano entre Gondwana Oriental y Siberia, se llama Paleoasiático. Océano, y se considera que el Océano Paleoasiático es una gran cuenca oceánica con una estructura muy compleja, que incluye una serie de cuencas oceánicas y bloques microcontinentales. Las principales cuencas oceánicas incluyen el Océano Paleo-Atlántico, el Apalache-Centroeuropeo. Océano, el Océano Ural-Sur de Tianshan, el Océano Sayan-Ergun, el Océano Tianshan Xinganyang, el Océano Kunqi Qinyang y el Tridente Tíbet-Malayo-Sur de China, etc. En el Manual de Paleogeografía, Tectónica y Restauración de las Litofacies de Eurasia Central; y Atlas de ecología geológica (2002), que se completó durante la compilación conjunta de mapas de los ocho países de Eurasia Central. Se cree que el antiguo Océano Asiático se formó debido a la desintegración del antiguo continente Rodinia y la desintegración y separación de Siberia. y Laurasia. En resumen, la mayoría de los estudiosos creen que la formación del antiguo Océano Asiático estuvo relacionada con la desintegración del antiguo continente Rodinia. Sin embargo, muchos estudiosos (Pan Guitang et al. 2009) creen que el océano Paleoasiático estaba limitado al norte del continente Tarim, y que el sur, incluido el sistema orogénico Qin-Qilun, pertenecía a la cordillera de Tetis y empujó el Evolución del océano de Tetis hasta el Paleozoico temprano. Sin embargo, el autor cree que el sistema orogénico Qinqi-Kun es un sistema orogénico de acreción que rodea el borde sur del área continental de Tarim. Es la zona de transición entre el dominio tectónico paleoasiático y el dominio tectónico de Tetis, y tiene las mismas características. como los dos.
(5) Cámbrico-Ordovícico-Silúrico: Paleozoico temprano, el océano Paleoasiático se desarrolló hasta el final de la colisión inicial (542~416 Ma). En algunas zonas, las cuencas oceánicas comenzaron a aparecer a finales del Proterozoico Superior.
Liegeois (1998) dividió el proceso de colisión continental en dos etapas: impacto inicial importante y poscolisión, y señaló que la poscolisión se refiere a la ocurrencia de dos o más colisiones. Una etapa de la evolución de la orogenia. que sigue a la colisión principal inicial de placas continentales, pero todavía está relacionada con ella. Cuando las placas continentales convergentes están completamente soldadas y comienzan a moverse alrededor de un eje de rotación unificado, ingresan al sistema tectónico intraplaca, marcando el final de la etapa posterior a la colisión.
Xu Xin et al. (2005) creían que el cierre del antiguo océano asiático y la convergencia y colisión de los continentes asiáticos fueron un proceso evolutivo a largo plazo. Está más en línea con la realidad en Xinjiang separar la colisión inicial y la colisión principal como dos etapas independientes y la post-colisión en tres etapas. El autor cree que cada etapa importante de la evolución tectónica (la apertura y el cierre del océano) se divide en colisión principal y postcolisión.
La colisión inicial fue el principal período de cierre del antiguo Océano Asiático, ocurrido durante el Período Ordovícico-Silúrico. Aproximadamente equivalente al "Movimiento de Altai", este movimiento tiene fuertes reflejos en Altai, Junggar y los márgenes norte y sur de las montañas centrales de Tianshan. Como resultado, el continente siberiano se ha expandido hacia el norte de Junggar y el "Tuvabe". El "bioma" se ha distribuido al sur de la falla Karamaili. En el margen norte de las montañas centrales de Tianshan, la pizarra arenosa del Silúrico Inferior que contiene una gran cantidad de graptolitos está cubierta de manera discordante por el fino pórfido de carpe del Ordovícico; en muchos lugares de En el Junggar oriental, el Silúrico Superior o el Devónico Inferior se superponen discordantemente. Sobre la granodiorita del Paleozoico Temprano o la ofiolita del Ordovícico, el Devónico Inferior y el Devónico Medio generalmente faltan en el área de Borokonu, y se superponen discordantemente al Ordovícico o Silúrico Superior, conocido como el Silúrico Superior. Movimiento Borokonu, en el área de Balkhash, el sistema Silúrico es de abajo hacia arriba: Serie Landoville (S1), con arenisca y limolita abigarradas en la parte inferior, arenisca de toba y una capa de toba de 350 m de espesor en la parte inferior. La limolita y arenisca abigarradas contienen; nódulos calcáreos de 450 m de espesor; la serie Wenlock (S2), la roca clástica fina de color rojo oscuro inferior y los nódulos calcáreos tienen de 60 a 100 m de espesor; la limolita y arenisca abigarrada del medio tienen 200 m de espesor; la roca clástica superior y el conglomerado fino tienen de 500 a 600 m de espesor; ; la parte superior de la Serie Rodero-Serie Pridaoli (S3-4), la Formación Tokrawu, limolita, arenisca, arenisca volcánica, conglomerado fino y toba tienen 800 m de espesor. En el cinturón Seager-Bingenghis, las capas por encima de la Serie Landowili; (S1) están en su mayoría desnudos. La Serie Landovelli (S1) está dominada por rocas rojas, gris verdosas y clásticas, intercaladas con lentes de piedra caliza nodulares. En el cinturón Moint-South Junggar, el sistema Silúrico es en su mayor parte disconforme con los estratos subyacentes. En el bloque Moint, el sistema Silúrico solo conserva las capas debajo de la Serie Wenlock (S2), que están en su mayoría desnudas.
El sistema silúrico del cinturón de plataformas Genghis-Tarbach está en contacto discordante con los estratos subyacentes. La parte inferior es principalmente roca clástica terrígena intercalada con piedra caliza, y la parte superior es pórfido andesítico-basáltico, la toba. intercalado con arenisca roja tiene un espesor de 3000-4000 m y falta el Rodero-Prydociano (S3-4) que se encuentra encima.
En la región de Altai, el sistema Silúrico está dominado por rocas metamórficas en fase esquisto verde, con toba y lava de acidez media en la parte superior. En Junggar occidental, Xinjiang, la Formación Chalgaye del Silúrico Inferior (S1g) es limolita tobácea de color rojo púrpura, gris claro y arenisca fina que contiene fósiles de graptolitos como Monogroptus sedgewiceii intercalados con conglomerado arenoso. Se aislaron fragmentos de minerales de anfíbol azul en los estratos subyacentes y el Ordovícico superior faltaba en el área, lo que indica que la cuenca oceánica alguna vez estuvo cerrada y desnuda. Los estratos del Ordovícico tardío en el área de Buxail están compuestos de depósitos de asentamiento y melaza. En Honguleng, la formación de flysch volcánico del Silúrico Medio es discordante por encima del Ordovícico Medio y se encuentra en su base las gravas de piedra caliza y ofiolita subyacentes. La zona de sutura del lago Talas-Sonkelly en Kirguistán representa la existencia del Océano Tianshan del Norte. Su límite temporal es Wende-Ordovícico temprano. Esta zona expone la construcción de la corteza oceánica del Cámbrico temprano (rocas ultramáficas, gabro diabasa, rocas volcánicas máficas, plagiogranito, etc.). .), al norte están expuestas rocas volcánicas de arco del Cámbrico Medio-Ordovícico temprano, rocas volcánicas ácidas del Ordovícico Medio, etc., formando un conjunto de edificios tipo arco de isla. Por el Ordovícico Medio-Tardío, construcción de melaza durante la orogenia de colisión. Los granitos de tipo colisión del Ordovícico tardío y del Ordovícico tardío eran comunes, como el granito-granodiorita porfídico del Ordovícico tardío (Complejo Susamel) o el Ordovícico tardío-Ordovícico temprano. Los restantes granodiorita, diorita (conjunto de Yildek) y granodiorita y granito de gneísico y pórfido son a menudo. en pórfido, diorita gneísica y de cuarzo (combinación Tabarek II), granito porfídico, granodiorita (Complejo Tabarek III), etc. (Según la investigación de Deng Jinfu et al., la edad de las rocas magmáticas de sincolisión puede ser aproximadamente). 20 a 40 Ma después de la edad de convergencia y colisión de placas). El leucogranito, el leucogranito y el granito alcalino (complejo Jinarachi) que aparecieron en el Silúrico temprano son complejos magmáticos posteriores a la colisión (ubicados en la zona de sincolisión en el diagrama Rb-Y-Nb-Ta de Peace, pero la investigación de Deng Jinfu et al. Se cree que este granito alcalino debería ser producto del período posterior a la colisión). Por lo tanto, desde una perspectiva general, el período Silúrico tuvo en general características sedimentarias similares a las de las cuencas de flysch del antepaís, y algunas incluso tuvieron construcciones de doble episodio con partes inferiores delgadas y partes superiores gruesas. Refleja la formación de los continentes del Paleozoico temprano.
Y se convirtió en el área continental de la recién nacida Placa Kazajstán-Junggar. En sus lados norte y sur (ubicación actual) se encuentran el Océano Sur de Tianshan y el Océano Charlesk-Zhaisan-Irtysh respectivamente, separados de Tarim y Siberia. Esto ha creado una situación en la que las tres placas principales de Siberia, Kazajstán-Junggar y Tarim coexisten en Asia Central y el norte de Xinjiang. El autor cree que la formación del continente unificado en el Paleozoico Temprano fue el principal período de colisión del Paleozoico Temprano en el antiguo Océano Asiático en el área de estudio, y las estructuras superpuestas posteriores fueron producto del período posterior a la colisión.
(6) Período Devónico-Carbonífero Inferior: Es la principal etapa de colisión (416~326Ma) a finales del Paleozoico cuando el antiguo Océano Asiático finalmente desapareció. Esta etapa es la desaparición final de la corteza oceánica y el último emplazamiento del conjunto de ofiolitas, y suele ir acompañada de una deformación y metamorfismo regional penetrante, el emplazamiento de granito sincolisional gneísico y un extenso levantamiento regional. Constituye un conjunto de combinaciones tectónico-constructivas. que representa el período de colisión principal de la Era Paleozoica Tardía (perteneciente al período de colisión principal de la desaparición de la cuenca oceánica del Paleozoico Tardío). La característica más importante de este período fue la desaparición final del océano Tianshan del sur y del océano Charlesk-Zhaisan-Irtysh en el antiguo océano asiático, y de las tres placas principales en Asia central y el norte de Xinjiang (Siberia, Kazajstán-Junggar y Tarim). para completar la colisión de convergencia final y el cierre completo de la cuenca oceánica. La investigación de Han Baofu et al. sobre el sur de Tianshan encontró que se produjo un evento de deformación tectónica muy importante en la región entre 380 y 350 Ma, y su alcance de influencia involucró varias unidades tectónicas. Aparecen zonas de corte dúctil a gran escala en granito, eclogita, esquisto azul y rocas volcánicas básicas, lo que lleva a la formación de milonita. En este período se concentran nuevos minerales producidos durante la deformación metamórfica y minerales muy afectados por el metamorfismo.
El último conjunto de ofiolitas en el norte de Xinjiang determinado a partir de conodontos y radiolarios es el Devónico Tardío-Carbonífero Temprano (Tianshan Sur y Norte), siendo la parte superior el Período Weixiano (Formación Nanmingshui) o principios Tardío. El Carbonífero (Formación Qirgis) está cubierto o intercalado de manera discordante por granito 316Ma sin metamorfosear; en Asia Central y el norte de Xinjiang, D3-C1 son en su mayoría series continuas de rocas volcánicas, que están cubiertas por estratos de la edad Weixian que son discordantes en las montañas Nalati y en las montañas. En el área de la barra del río East Junggar Dome, se puede ver que el granito calco-alcalino durante el período de colisión principal del Paleozoico tardío rompe los estratos de la edad Dunai y está cubierto por los estratos de la edad Weixian.
Este movimiento alguna vez se llamó Movimiento Saul (Aldea Xini, 1954), y Xinjiang alguna vez se llamó "Movimiento" de Ili y otros lo llamaron "Movimiento Tianshan". Carbonífero (Período Duneiano) y el Período Wei Xian medio y tardío.
(7) Etapa post-colisión: Carbonífero Inferior - Pérmico temprano y medio (345~260Ma). Esta etapa es el período en el que la nueva corteza continental inicialmente unificada se transforma de una compresión por colisión a una extensión posterior a la colisión. Utiliza la escena principal de "movimiento" como símbolo principal para dividir el período de colisión principal y el período posterior a la colisión.
El Período Constitucional del Carbonífero Inferior fue el período en el que más se desarrolló la superficie del mar en el norte de Xinjiang, y también simbolizó el comienzo de la etapa posterior a la colisión. Esta etapa es el período más intenso y frecuente de transformación del material corteza-manto en la parte profunda de la nueva corteza continental. Es uno de los períodos de actividad magmática más intensos de toda la etapa orogénica. donde la nueva corteza continental madura gradualmente. He Guoqi et al. (2002) denominaron la transición de la litosfera continental de la actividad a la estabilidad como etapa de "cratonización", que es la etapa posterior a la colisión y se caracteriza por una fuerte interacción profunda entre la corteza y el manto y procesos de extensión a gran escala. Se manifiesta por un extenso rifting de la corteza terrestre, actividad de magma alcalino intraplaca, intrusión de magma procedente del manto, formación de grandes zonas de cizalla y aparición de mineralización de metales a gran escala (Xu Xin et al., 2005). Como depósitos de hierro (cobre) volcánico-sedimentarios, depósitos de pórfido de cobre (molibdeno), depósitos magmáticos de cobre-níquel, depósitos de oro de tipo zona de cizalla dúctil y depósitos de tierras raras y raras relacionados con actividades de magma alcalino.
(8) Período de consolidación de la nueva corteza continental: El período Pérmico medio y tardío (260-251 Ma) es aproximadamente el período en el que se consolidó la nueva corteza continental. Marca el final de la actividad del magma a gran escala y del magma alcalino a pequeña escala. Actividad en la etapa post-colisión Se caracteriza por la consolidación básica de la nueva corteza continental y la entrada en la etapa de evolución tectónica de cuencas y montañas intracontinentales. Sin embargo, algunas personas creen que la etapa posterior a la colisión puede haber continuado hasta el Triásico, pero la actividad magmática durante este período puede estar relacionada con los efectos remotos de la actividad en el sur (ubicación actual) del Océano Tetis.