Meseta del este de China: información adicional
8.1.2.1 Datos estructurales
Figura 8.1 Mapa de distribución de adakita en el este de China
Según la investigación de Davis y Zheng Yadong (Davis et al., 1996, 1998, 2001; Zheng Yadong, 2000 y referencias adjuntas), hay tres etapas de acortamiento y deformación de la corteza de norte a sur en el área occidental de Liaoning: Jurásico Premedio (180 Ma), Jurásico Tardío (161 ~ 148 Ma) y Cretácico Inferior (143 ~). Especularon que el acortamiento dirigido por SN en el Jurásico Pre-Medio puede estar relacionado con la fusión del Arco de Mongolia y la Placa del Norte de China a lo largo de la Zona de Sutura de Solon, mientras que la deformación por acortamiento en el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano puede estar relacionada con la placa de Siberia y Mongolia-Norte de China a lo largo de Mongolia- Está relacionada con la respuesta intraplaca causada por la colisión entre 1000 y 1800 km al norte de la zona de sutura de Okhotsk. Creemos que la deformación de acortamiento en tres etapas desarrollada en el borde norte de la meseta puede ser la causa principal del engrosamiento de la corteza y el levantamiento de la meseta en el este de China (por supuesto, la convergencia del Bloque Yangtze y el Bloque del Norte de China en la parte sur de la meseta también debe tenerse en cuenta.
Las investigaciones muestran que los tres cambios tectónicos mesozoicos en el área de Liaoyan fueron los más intensos a finales del período Jurásico Tardío-Tuchengzi, con evidentes sobrecorrimientos y plegamientos (Zheng Jun et al., 1998; Davis et al., 2001; Wang Genhou et al., 2001 creían que los dos principales eventos de acortamiento en el Cinturón de Yanshan ocurrieron en el Jurásico Tardío (aproximadamente 161 ~ 148 Ma) y el Cretácico Inferior (aproximadamente 143 ~ 127 Ma), que puede estar relacionado con Consistente con la fuerte compresión del borde norte de la meseta, también encontraron que a mediados del Cretácico, el cinturón de Yanshan en el oeste de Liaoning y El norte de Hebei experimentó una extensa deformación extensional regional para desarrollar fallas de desprendimiento normales y un complejo de núcleo metamórfico es un signo (Zheng Yadong, 2000; Davidset et al., 1996, 1998 informaron que el cuerpo de roca más joven del Cretácico (120 ~ 110 Ma) en). el área de Chengde-Pingquan es más pequeña que la granodiorita de Yunmengshan (Adakita (nota del autor) es rica en potasio y es sienita y sienita. Puede estar relacionada con el circón del Cretácico Medio (118 ~) La cronología U -Pb y Ar/Ar indican que La extensión de la corteza terrestre y los complejos centrales metamórficos se formaron en el Cretácico Inferior (aproximadamente 127 ~ 116 Ma). Según la investigación de este libro, se produjo un colapso a gran escala en la meseta oriental de China después de 126 Ma. Por lo tanto, la transición tectónica en el este de China debería haber ocurrido alrededor de 126 Ma, lo que refleja un fuerte evento de extensión tectónica en el Jurásico Medio y Tardío. Es un período de intenso plegamiento, empuje y acortamiento significativo de la corteza. engrosamiento litosférico en el área de Yanshan.
El ascenso de la meseta resulta del engrosamiento de la corteza, generalmente relacionado con la compresión tectónica horizontal, como la placa india y la placa euroasiática. La colisión de placas provocó el engrosamiento de. la meseta tibetana. La investigación de Davis et al. (2001) mostró que antes del Jurásico Medio (antes de 180 Ma), la tensión de compresión norte-sur se desarrolló principalmente en el área occidental de Liaoning-Norte de Hebei y en el basamento Arcaico. Las capas de cobertura del Proterozoico y Fanerozoico estaban relacionadas con fallas de empuje de ángulo bajo que se desplazaban hacia el sur: (1) la colisión del arco mongol y el arco continental andino a lo largo del borde norte de la placa del norte de China en el Paleozoico. El bloque continental del norte se formó por subducción hacia el sur bajo el cratón Arcaico del Norte de China, similar al arco posterior de estilo Cordillera Americana y al cinturón de empuje y pliegue del antepaís, que derribó la pared colgante de la falla (parte sur) después de plegarse y empujarse. Experimentó una extensa erosión y, posteriormente, los estratos volcánico-sedimentarios de la Formación Tikishan comenzaron a depositarse. Por lo tanto, la deformación estructural del cinturón de Yanshan (que puede estar conectado con el cinturón de Yinshan de Mongolia Interior hacia el oeste) durante el Jurásico-Cretácico. refleja la dirección norte-sur del área.
Basado en la discusión anterior, la evolución de la meseta oriental de China se puede dividir en tres etapas: (1) El Mesozoico temprano (Indosiniano tardío). Yanshanian temprano) puede estar relacionado con la colisión de la placa oceánica del norte de China-Paleo-Asiática, formando montañas imponentes en el área de Yanshan-Yinshan (montañas en el norte de China, ver el Capítulo 7 de este libro (2) El levantamiento); de la meseta en el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano puede estar relacionada con la región de Mongolia-Hubei, a 800 a 1000 km de distancia. Relacionado con el cierre del Mar de Hotsk. Davis et al. creen que la colisión a lo largo del mar Mongolia-Ojotsk puede ser el factor principal que conduce a la deformación por compresión intraplaca del cinturón de Yanshan (y del cinturón de Yinshan) en el sur, lejos de él. (3) Después de la compresión del Cretácico Inferior, la deformación tectónica se manifestó como una extensión a escala regional en dirección NO-SE después de 125 Ma, lo que coincide con el fin del magmatismo a gran escala en el este de China, lo que indica que el colapso general ocurrió alrededor de 125 Ma.
La evidencia tectónica muestra que el Jurásico y el Cretácico Temprano en el norte de China son muy diferentes: el Jurásico, especialmente el Jurásico Tardío, estuvo dominado por estructuras compresivas, relacionadas con el levantamiento de la meseta; se caracterizó por estructuras extensionales y la formación de muchas cuencas de rift (Zhao Yue et al., 2004a; Zhang Hong et al., 2005b), lo que refleja el colapso de la meseta.
La evolución de la meseta oriental de China se hace eco del ascenso de las montañas Okhotsk (Elgon), que está relacionado con el cierre de la cuenca oceánica Mongolia-Okhotsk.
El levantamiento de las montañas Elgon comenzó antes que el de la meseta oriental de China en el Jurásico Temprano (alrededor de 190 Ma), y la meseta no comenzó a elevarse hasta el Jurásico Medio (alrededor de 175 Ma), pero ambos alcanzaron su punto máximo en el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano (Elgon: 150 ~ 65438). La meseta oriental de China: 156 ~ 132 Ma), comenzó a colapsar a mediados del Cretácico Inferior (marcado por las rocas volcánicas de la Formación Shangkuli y la Formación Yixian, alrededor de 125 Ma).
8.1.2.2 Datos sedimentarios
Liu Jianzhong et al. (2004) señalaron que el resultado directo del levantamiento de la meseta es la falta de sedimentación contemporánea, o el desarrollo de algunas cuencas sedimentarias. pero muy delgadas. Muchas de las cuencas produjeron grandes cantidades de material volcánico, lo que indica que la intensa actividad magmática en ese momento no reflejaba el hundimiento de la corteza terrestre. Durante el Jurásico medio y tardío, hubo pocas cuencas sedimentarias en la meseta, distribuidas principalmente en las estribaciones norte de las montañas Yanshan y las montañas Dabie. Se caracterizaron por la deposición de melaza entre montañas y piedemonte, acompañada de una intensa actividad volcánica. En el norte de China faltan una gran cantidad de estratos del Cretácico superior y sólo se pueden ver en algunas cuencas. Por lo tanto, las condiciones de deposición y erosión en el norte de China desde el Jurásico Tardío hasta el Cretácico Inferior generalmente reflejan el levantamiento de la meseta (Liu Jianzhong, 2004). Zhang Hong et al (2005b) también encontraron que los estratos del Cretácico en el área occidental de Liaoning-Norte de Hebei están bien desarrollados, mientras que los estratos del Jurásico están menos conservados y básicamente faltan en algunos lugares, como el área de Fuxin-Yixian, lo que sugiere que que esta área estaba en un estado antes de la formación de la Formación Yixian ambiente de denudación (terreno positivo). El desarrollo de depósitos de roca clástica gruesa en el miembro inferior de la Formación Yixian generalmente se interpreta como el resultado del levantamiento y la erosión de la corteza, o también puede interpretarse como el resultado del hundimiento de la corteza, causado por la enorme diferencia en la altura del terreno. . Los sedimentos lacustres aparecieron ampliamente en la Formación Yixian media y tardía, y también aparecieron estratos lacustres de aguas profundas en el Período Jiufotang y el Período Shahai, lo que indica que la forma de relieve positiva se convirtió en una forma de relieve negativa en el Cretácico Temprano (Zhang Hong et al., 2005b ), lo cual es consistente con la investigación estructural y petrológica. La conclusión es consistente.
Según la investigación de Wang Dongpo et al. (1996), encontraron depósitos de balsas de hielo en la Formación Quantou del Cretácico Inferior en Changtu, Liaoning y Xinlicheng, Changchun, Jilin. Los depósitos de balsas de hielo se forman cuando bloques de hielo cargados de sedimentos se derriten y caen al ingresar a un océano o lago. Pueden formarse en latitudes bajas o altas, con una zonificación climática vertical obvia en latitudes altas. Frakes y Francis (1988), basándose en el estudio de los depósitos de balsas de hielo en Siberia y Canadá a finales del Mesozoico y en Australia, Alaska y Nueva Zelanda a principios del Cretácico, creían que los depósitos de balsas de hielo en el hemisferio norte desde el Jurásico medio hasta el El Cretácico Inferior estuvo entre 65° y 78°. Los depósitos de balsas de hielo en el área de Changchun-Changtu están ubicados en latitudes medias (45° a 46° de latitud norte). El conjunto palinomorfo de la Formación Quantou contiene polen de plantas tropicales y subtropicales y una pequeña cantidad de moléculas mixtas amantes del frío, lo que refleja las grandes diferencias en la topografía alrededor de la cuenca durante el período de la Formación Quantou, formando un fenómeno obvio de zonificación climática vertical (Wang Dongpo et al., 1996).
Cheng Shoutian et al. (2002) informaron del descubrimiento de depósitos de flujo de escombros glaciares del Cretácico Inferior en el área de Zuoyun de la provincia de Shanxi, al noreste de Ordos. Los flujos de escombros glaciales son depósitos de flujo por gravedad de escombros formados al mezclar morrena y agua de deshielo. Con base en la presencia de raspaduras de grava de glaciar, rastros de congelación, rocas glaciales gigantes y canales de erosión gigantes, creen que los depósitos de flujo de escombros del Cretácico Inferior en el borde noreste de Ordos fueron la causa del flujo de escombros glaciales, lo que sugiere que había valles. Glaciares en la parte noroeste de la montaña en el Cretácico Inferior.
Según nuestra búsqueda de datos relevantes, los depósitos de balsas de hielo del Cretácico Inferior en las latitudes medias del mundo solo se encuentran en el noreste, mientras que los depósitos de balsas de hielo y flujo de escombros glaciales mencionados anteriormente solo se distribuyen en el norte y noroeste de la meseta. Todas sus edades son del Cretácico Inferior, lo que puede estar relacionado con el levantamiento de la meseta. La línea de nieve de hoy se sitúa a unos 4.000 metros sobre el nivel del mar. En el Cretácico, debido a que las temperaturas probablemente eran más altas que las actuales, la línea de nieve podría haber sido más alta. Se especula que la meseta (al menos el borde norte de la meseta) puede haber estado por encima de la línea de nieve en el Cretácico Inferior. Puede haber habido una cadena montañosa de este a oeste que abarca el borde norte de la meseta oriental de China, y su. El impulso fue comparable al del Himalaya moderno.
8.1.2.3 Datos de minerales arcillosos
Xu Baoliang et al. (2007) y Li Xianghui et al (2008) estudiaron la relación entre la composición mineral arcillosa y el paleoclima en la meseta y. llegó a conclusiones interesantes. Un gran número de estudios nacionales y extranjeros han demostrado que la composición mineral de la arcilla es un indicador importante de los cambios paleoambientales y paleoclimáticos. Por ejemplo, un clima cálido y húmedo favorece la formación de caolinita, la montmorillonita refleja principalmente las características del clima frío, un clima seco y una lixiviación débil favorecen la formación y conservación de illita, y la clorita representa condiciones climáticas secas. Parece que sólo la caolinita representa climas cálidos y húmedos, mientras que las otras tres están relacionadas con climas secos y fríos (según Li Xianghui et al., 2008).
La combinación y los cambios de los minerales arcillosos en el este de China muestran que a mediados y finales de la Era Mesozoica (J2-K), la mayoría de las áreas del sureste del noreste de China y del centro y este del norte de China tenían un clima seco-frío. , y algunas zonas tenían un clima cálido y seco. Esto muestra que, de hecho, puede haber un relieve montañoso en el este de mi país durante este período. Dependiendo de las características de distribución de los minerales arcillosos y del clima, la meseta oriental pudo haber comenzado en el Jurásico Medio o incluso antes y continuar hasta finales del Cretácico o incluso el Paleógeno. Porque el Cretácico en Liaodong, el oeste de Shandong, Henan y Anhui estuvo en un ambiente seco y frío. En el Jurásico temprano y medio, el clima en las cuencas occidentales de Shandong y Jiyang era húmedo y caluroso, y no entraron en el período de elevación de la meseta. La cuenca de la bahía de Bohai y la cuenca del norte de Jiangsu contenían carbón en el Jurásico temprano y medio y tenían un clima cálido y húmedo. La meseta oriental durante este período se limitó a la parte central y meridional del norte de China, es decir, la parte meridional de la cuenca de la bahía de Bohai (nota del autor: puede estar en la parte occidental y no meridional del mar de Bohai, véase más tarde).
Durante el Jurásico Superior al Cretácico, el área de estudio se encontraba básicamente en un estado seco y frío. En ese momento, la meseta oriental se expandió hacia el noreste, sureste y la mayor parte del norte de China. La evidencia paleontológica y sedimentológica muestra que la mayor parte del noreste, incluida la cuenca Cretácica de Songliao y sus alrededores, tenía un clima cálido y húmedo en el Mesozoico medio y tardío. Esto indica que las áreas de Wusuli y Jixi son bajas y están conectadas con el. océano, y puede ser principalmente el resultado del clima del Pacífico. En la cuenca de Xixia y las zonas suroeste de la provincia occidental de Henan (Zhou Shiquan et al., 1997), el clima se volvió seco y cálido en el Cretácico Superior, y se conservaron huevos de dinosaurio, lo que indica que la altura del terreno disminuyó durante este período y se convirtió en el sitio principal para el efecto foehn (según Li Xianghui et al., 2008).
8.1.2.4 Datos de isótopos de estroncio en agua de mar
Los datos de evolución de isótopos de estroncio en agua de mar 87Sr/86Sr obtenidos por Richer et al (1992) son muy interesantes (Figura 8.2), y muestran el valor inicial. de agua de mar Sr desde 40 Ma Un fuerte aumento (Richer et al., 1992; Howarth y McArthur, 1997), lo que indica que durante este período se agregó una gran cantidad de material con un valor inicial de Sr más alto, que se especula que es el influencia del levantamiento de la meseta tibetana (Richter et al., 1992). Notamos que la curva del valor inicial de Sr durante 155 ~ 123 Ma (Jurásico tardío a Cretácico medio temprano) también tiene una sección cada vez más pronunciada, lo que es consistente con el fuerte evento de levantamiento de la meseta oriental de China entre 156 ~ 125 Ma, y puede reflejar eventos de elevación en la meseta oriental de China. Si nuestra conjetura es posible, entonces, según lo indicado en la figura, hubo un cambio repentino en la curva durante 60 ~ 90 Ma, lo que indica que pudo haber aparecido una meseta en algún lugar del mundo durante este período. Los estudiosos interesados pueden intentarlo. para encontrar una vez.
Figura 8.2 Curva de evolución del valor medio global inicial de Sr con el tiempo desde 206 Ma (modificado de Howarth y McArthur, 1997)