Las formas planas del relieve y el proceso de elevación de la meseta Qinghai-Tíbet
1. Planificación y levantamiento cenozoico de la meseta tibetana
Uno de los resultados importantes del estudio geomorfológico a gran escala de la meseta tibetana que comenzó a principios de la década de 1970 fue la confirmación de Hay dos niveles de plantación en la meseta (Li Jijun et al., 1979; Xu Shuying et al., 1981; Yang Yichou et al., 1983; Frank et al., 1994), a saber, la cima de la montaña y la principal. plano de planificacion. En las zonas periféricas de la meseta, además de estos dos niveles de planicie, también existe un nivel de superficie de denudación de menor altura que deja de desarrollarse recién en la edad media. Su distribución está relacionada con el patrón de cuenca moderno y se formó principalmente. a principios del Cuaternario.
La superficie de la cumbre es un plano de plantación superior de primer nivel, generalmente distribuido en la cima de importantes cadenas montañosas, con una pequeña área de preservación. La mayoría de ellas se han convertido en centros de desarrollo de glaciares de cima plana modernos y antiguos. casquetes polares. En la parte principal de la meseta Qinghai-Tíbet, su altitud es superior a 5.500 m. En las zonas circundantes, la altitud disminuye, pero en su mayoría supera los 4.000 m.
La superficie principal es una superficie de plantación de primer nivel, de amplia distribución y gran área de conservación. Aparece comúnmente en las fuentes de los principales ríos y cuencas entre ríos, formando el cuerpo principal de la meseta Qinghai-Tíbet y sus áreas montañosas exteriores, por lo que se le llama el plano de plantación principal. En el centro de la meseta Qinghai-Tíbet, la altura de la superficie de la plantación principal es de más de 4.500 m, y la altura desciende a 3.200-3.500 m en las montañas en las afueras de la meseta. Los planos de plantación de dos niveles mencionados anteriormente se pueden ver comúnmente en la meseta Qinghai-Tíbet. La meseta de Gannan en el sur de Gansu es una parte importante de la meseta Qinghai-Tíbet. Está ubicada en el nacimiento del río Tao y el Daxia. Río, importantes afluentes del río Amarillo. El corte débil ha preservado bien tanto la cima de la montaña como el plano de plantación principal (Figura 3-14). Las cimas de las montañas con una altitud de 4000-4200 m sólo se distribuyen en la zona más alta de la montaña Taizi, y el área es pequeña. El plano de plantación principal representado por el área de la meseta de Meiwu constituye el cuerpo principal de la meseta de Gannan, con una altitud de 3500 a 3600 m. Los dos están separados por una gran pendiente del terreno, que no parece ser el resultado de la dislocación de fallas y el control de la litología. Los estratos cortados por el plano de plantación principal son principalmente estratos paleozoicos e intrusiones de granito, y su altura está muy cerca de la cima de la acumulación del lecho rojo neógeno (3500 m) en el área de la montaña Lianhua en el lado este.
Figura 3-14 Relación geomorfológico-estratigráfica de la meseta de Gannan y la cuenca de Linxia y sección transversal de las terrazas del río Daxia
(Según Li Jijun, 1998)
Según la investigación de Lehmkuhle, los planos de plantación de dos niveles del curso superior del río Amarillo sobre Ruoergai también son relativamente claros. El plano de plantación principal está por encima de los 4300 m en el área de nacimiento del río Amarillo cerca de Maduo, y desciende a 4000-4200 m hacia el este alrededor de la cuenca de Zoige. La cima de la montaña está entre 200 y 300 m más alta que el nivel de la plantación principal y permanece en las áreas donde se encuentran los picos, como cerca del pico Animaqing y la montaña Nianbao Yuze, convirtiéndose en el soporte topográfico para el desarrollo de la capa de hielo cuaternario ( Zheng Benxing et al., 1995).
En el área de la montaña Tanggula, la cima de la montaña está por encima de los 5600 m, y la altura del pico sobre ella puede alcanzar los 5800 m. Es el centro de desarrollo de los glaciares modernos. Los estratos que corta son principalmente intrusiones de piedra caliza, arenisca y granito del Jurásico, y algunas áreas están cubiertas por lava volcánica del Mioceno (Xu Shuying et al., 1981a). El plano de plantación principal disminuye gradualmente desde 5.300 m en el centro de la montaña Tanggula hasta aproximadamente 5.000 m en las zonas de piedemonte de ambos lados, lo que refleja la deformación arqueada de la posterior elevación de la montaña (Xu Shuying et al., 1981b). Los estratos que corta son principalmente piedra caliza del Jurásico y roca clástica de color rojo púrpura del Paleógeno, sobre las cuales existen antiguos desarrollos kársticos como cuevas y bosques bajos de piedra (Cui Zhijiu, 1981).
Además de las áreas típicas mencionadas anteriormente, existen distribuciones claras de cimas montañosas y plantaciones principales en las montañas Qilian, las montañas Nyenchen Tanglha, las montañas Hoh Xil, las secciones central y occidental de las montañas Kunlun y el Himalaya (Xu Shuying et al., 1986; Cui Zhijiu et al., 1996a; Li Jijun et al., 1979).
Los últimos estratos cortados en la cima de la montaña son rocas sedimentarias del Eoceno y cuerpos rocosos intrusivos del Paleógeno temprano, que se pueden ver en las montañas Gangdise. La edad de intrusión de los cuerpos de granito es de 45 Ma. Debería ser posterior al Eoceno.
En la cima de esta montaña, algunas áreas del norte del Tíbet están cubiertas con lava volcánica de segunda etapa; la montaña Burhan Buda está cubierta con estratos del Mioceno (Cui Zhijiu et al., 1996b), por lo que debería ser anterior al Neógeno. Se infiere que la cima de la montaña se formó a finales del Oligoceno, hace 24 millones de años.
El plano de plantación principal generalmente incisión sedimentos del Paleógeno, por lo que debería ser post-Oligoceno. Las antiguas cuevas kársticas se desarrollan comúnmente en las principales plantaciones de la meseta Qinghai-Tíbet y las montañas circundantes. Cui Zhijiu et al. (1995, 1996a) obtuvieron recientemente la edad de la huella de fisión de la calcita recién nacida en cuevas antiguas entre 19 y 7 Ma. Chen Wenji et al. (1996) analizaron el modelo de dominio de difusión múltiple del macizo rocoso en el lado este del pico de la montaña Nyainqentanglha y mostraron que el bloque Gangdese había experimentado rápidos eventos de levantamiento desde aproximadamente 8 Ma, y durante el Mioceno entre 18 Ma. y 8 Ma Durante este período, el bloque Gangdise se encontraba en un estado relativamente estable. Chen Wenji et al. (1997) estudiaron los múltiples dominios de difusión y las huellas de fisión de la zona de cizalla del río Ailaoshan-Red, Ding Lin et al. (1995) estudiaron la edad de las huellas de fisión del granito Nyalam en el Himalaya oriental, Corrigam et al. (1992) realizaron análisis de huellas de fisión de apatita en sedimentos de abanicos de Bengala, y Kazuo Amano et al (1992) realizaron análisis de ensamblaje mineral en núcleos de perforación de abanicos de Bengala lejana y concluyeron que el final del Mioceno (7-8 Ma) en el Himalaya. La conclusión es que experimentó un rápido levantamiento y fue relativamente estable en el Mioceno medio. En términos de tasa de sedimentación, la sección Wangjiashan en Linxia tiene la tasa de sedimentación más baja entre 5 y 3,4 Ma, lo que indica que el plano de plantación principal todavía se está desarrollando en el Plioceno medio. El área de Wudu en el sur de Gansu está ubicada en el borde de la meseta Qinghai-Tíbet, y quedan grandes áreas de plantaciones a ambos lados del valle del río Bailongjiang. La superficie plana a una altitud de 2800 a 3000 m es la cima de la montaña. La altura del plano de plantación principal es de 2400-2500 m, con típicos grupos de picos y grandes depresiones kársticas desarrolladas en él. La fauna de caballos de tres dedos que aparece en los depósitos de la depresión kárstica incluye principalmente Epimacharirodus palandi, hiena (Hyaena sp.), Eomelliυora sp., marta (Martes sp.) y antiguos tigres diagonales chinos (Diceratherium cf.palaeosinensis), Frontal. Rinoceronte (Dicerorhinus sp.), Chilothetium sp., Hipparion platyodus (Hipparion platyodus), Chleuastochoelus stehlini (Chleuastochoelus stehlini), Stylonychus (Eostyloceros blainυillei), muntia (Muntiacus lacustris), Honanotherium sp., Dicroceros sp. tu Zhuding, 1979; Qiu Zhanxiang y otros, 1987). La mayoría de los animales son elementos representativos del Mioceno tardío, y algunos animales, como el caballo de tres dedos y dientes planos, pueden sobrevivir hasta el Plioceno temprano de 4 a 5 Ma (Qian Fang et al., 1991; Xue Xiangxi et al., 1995). ). Por tanto, a juzgar por los datos fósiles de esta fauna, la era de formación del plano de plantación principal debería situarse a principios del Plioceno. Las alturas del plano de plantación principal de la meseta de Gannan y los estratos neógenos en la cuenca de subsidencia son muy cercanas. Por lo tanto, los estratos neógenos pueden considerarse sedimentos relacionados del plano de plantación principal, lo que indica que el plano de plantación principal terminó hace 3,4 Ma. . Cabe señalar que el cese del desarrollo kárstico hace 7 Ma en el plano principal de la plantación no significa el fin de la plantación, sino que se debe principalmente a la sequía del clima.
2. Las etapas de levantamiento mostradas en la evolución sedimentaria de la cuenca
El estudio de Li Jijun et al (1995) sobre la historia sedimentaria de la cuenca de Linxia mostró que antes del 3,4. Ma, la cuenca de Linxia estaba compuesta básicamente de lutitas y La deposición es principalmente limolita, intercalada con una pequeña cantidad de capas delgadas de conglomerados finos, ciclos sedimentarios fluviales y lacustres, y el diámetro de la grava es en su mayoría inferior a 1 a 2 cm, lo que indica que el contraste del terreno en ese momento no era grande y la estructura era relativamente estable la mayor parte del tiempo.
Hace 3,4 millones de años, la sedimentación roja de grano fino de las facies fluviales y lacustres terminó en la cuenca de Linxia, y más de 60 metros de espesor de rocas aluviales y depósitos de flujo de escombros (Formación Jishi) con un diámetro de 1 a 2 Se acumularon metros cerca del frente de la montaña.
En el área de Wangjiashan, lejos de la montaña Taizi, todavía faltan 52 m de estratos equivalentes a 0,7 Ma, y sobre ella se ha acumulado una capa de grava de 30 m de espesor y 10-20 cm de diámetro. Las gravas son en su mayoría granito que rara vez se ven. las capas de grava anteriores. Esto refleja que a partir de 3,4 Ma, la meseta de Gannan comenzó a elevarse fuertemente. El plano de plantación principal previamente conectado de la meseta de Gannan, la superficie sedimentaria del lecho rojo de la cuenca de Linxia, comenzó a desintegrarse y el basamento de granito en el área de la meseta sur. fue elevado a una altura considerable. En consecuencia, a partir de hace 3,4 Ma, aparecieron conglomerados Yumen y Xiyu enormemente espesos en el corredor Hexi y en el borde sur de la cuenca del Tarim, reemplazando los depósitos anteriores de limo y lutita (Li Yuntong et al., 1984; Huang Huafang et al., 1993; Liu et al., 1996; Deng, 1996); en las montañas Hengduan, la edad de los sedimentos en las principales cuencas de rift es generalmente inferior a 3,4 Ma, y en el fondo hay una gruesa corteza erosionada similar a la de laterita. de la cuenca (Chen Fubin, 1992); la depresión de la falla del paso de la montaña Kunlun formó una cuenca, y un conjunto de conglomerados de abanicos aluviales al pie de las colinas de más de 200 metros de espesor de la Formación Jingxiangu se depositó sobre una gruesa capa de corteza erosionada de laterita. Todo esto muestra que el fuerte levantamiento que comenzó hace 3,4 Ma no solo fue un evento de levantamiento importante en los tramos superiores del río Amarillo, sino también generalizado en la meseta tibetana. Fue un evento tectónico regional que causó el levantamiento de todo el Tíbet. Meseta. Li Jijun (1995, 1996) llamó a este movimiento tectónico que comenzó hace 3,4 Ma el Movimiento Tibetano. Se caracteriza por el levantamiento general de la meseta tibetana, el colapso del plano de planificación principal, la formación de grandes cuencas de rift y la sustitución de sedimentos rojos por sedimentos de colores claros. Se divide en tres episodios: A, B, y C. El movimiento tectónico de 3,4 Ma es el episodio A, 2,5 Ma es el Acto B y 1,7 Ma es el Acto C.
El episodio B del movimiento tibetano de 2,5 Ma en la cuenca de Linxia se caracteriza por la deformación de la capa de grava de piedra y la formación del antiguo lago Dongshan. La intensidad de este levantamiento es pequeña y la cantidad de estratos faltantes entre la Formación Dongshan y la Formación Jishi es muy pequeña, alrededor de 100 a 300 ka, y se encuentra solo en el área junto al lago y es continua en el centro del lago.
El levantamiento del episodio C del movimiento Qinghai-Tíbet en 1,7 Ma provocó que el antiguo lago Dongshan en Linxia fuera cortado y drenado en 1,65 Ma. El río Amarillo se desarrolló considerablemente y la capa de grava de la Formación Jinggoutou. Se formó en la superficie sedimentaria del antiguo lago. En la cuenca de Lanzhou, la superficie de denudación del primer nivel de las estribaciones después del plano de plantación principal está ampliamente cubierta por un conjunto de conglomerados de abanicos aluviales, es decir, la penillanura del período Gansu (Chen Mengxiong, 1947), que está cubierta por una capa de loess. La datación de huellas geomagnéticas y de fisión de yeso de más de 150 metros muestra que la capa de grava aluvial se formó hace 1,8 Ma y fue cortada por el río aproximadamente 1,7 Ma. Inmediatamente después de la aparición del río Amarillo, fue fuertemente cortada nuevamente aproximadamente. 1,63 Ma, formando la séptima capa más alta de las terrazas a nivel del río Amarillo (Zhu Junjie et al., 1995). El fuerte movimiento tectónico y el levantamiento de la meseta en el Episodio C del Movimiento Tibetano de 1,7 Ma condujeron a la formación del Río Amarillo.
3. Elevación escalonada mostrada por las terrazas del río Amarillo
Después del movimiento tectónico y la elevación de la meseta en el episodio C del Movimiento Tibetano hace 1,7 millones de años, se perfila el contorno general de la meseta tibetana. , el patrón de sedimentación estructural y los principales sistemas hídricos actuales Los patrones se han formado básicamente (Shi Yafeng et al., 1998). El posterior levantamiento de la meseta se manifestó principalmente en la incisión periódica, captura y erosión de las fuentes de los ríos, la expansión de las fuentes del sistema hídrico y la formación de una serie de terrazas. Las etapas de elevación en los tramos superiores del río Amarillo desde hace 1,7 Ma también se reflejan en una serie de terrazas desarrolladas a lo largo del río Amarillo.
La investigación y medición de la sección Maqu del río Amarillo realizada por Ma Yinsheng et al. (2003) mostró que la sección Maqu del río Amarillo ha desarrollado terrazas de 5 niveles (Figura 3-15). Las características de las terrazas en cada nivel son las siguientes:
Figura 3-15 Sección transversal de la Terraza Maqu del Río Amarillo
La primera terraza está 8,5 m más alta que el río En el lecho, la superficie de la terraza es muy plana y el ancho de la terraza supera los 300 m. Terrazas apiladas, se desarrolla una capa de arena fina de 20 a 30 cm de espesor en la parte superior de las terrazas, y en las pendientes de las terrazas hay arena limosa y arcilla limosa. , intercalados con capas de grava y lechos horizontales. El fondo de la terraza es principalmente de grava.
La terraza del segundo nivel es 4,0 m más alta que la terraza del primer nivel. La terraza es estrecha, generalmente de unos pocos metros a más de diez metros de ancho. Es una terraza apilada de 50 cm de espesor. El suelo de humus se desarrolla en la parte superior de la terraza. La pendiente de la terraza es principalmente arena limosa e hilo fino, intercalada con una capa de grava, con grava en la parte inferior.
La terraza del tercer nivel es 7,5 m más alta que la terraza del segundo nivel. La terraza es muy amplia y plana, con un ancho general de 350-400 m, y es una terraza apilada. El fondo de la terraza es una capa de grava de 60 cm de espesor, y encima hay una capa de arena fina de 15 cm de espesor que contiene lentes de grava. Luego hay arena fina, arena limosa y limo arcilloso, y en la parte superior de la terraza se desarrolla una capa de suelo de humus de 1,2 m de espesor.
La terraza del cuarto nivel es 20 m más alta que la terraza del tercer nivel, y su ancho puede alcanzar los 100 m. Es una terraza base. El estrato de la base de la terraza es un conglomerado de color rojo púrpura de la Formación Tupo Roja del Plioceno. La superficie superior de la base es ondulada. Las áreas elevadas en la superficie superior de la base son directamente superficies de lecho de roca de conglomerado. de la base están compuestas directamente de lecho rocoso de conglomerado. Se desarrolla una fina capa de corteza erosionada de arcilla de color rojo púrpura en la superficie del lecho rocoso del sitio. Hay una capa de grava arenosa acumulada encima de la corteza erosionada, y encima de la grava arenosa. arena fina y limo. A menudo se forma una capa de suelo de humus de decenas de centímetros de espesor en la parte superior de las terrazas donde se acumula arena y grava.
La terraza del quinto nivel es 26 m más alta y 200 m más ancha que la terraza del cuarto nivel. Es una terraza erosionada. La superficie de la terraza está hecha de conglomerado de color rojo púrpura del grupo de pendientes de laterita del Plioceno. son ondulaciones en la superficie de la terraza, no se ven en la superficie de la terraza. Solo hay una fina capa de humus en la superficie del lecho rocoso en algunas partes bajas.
Para datar las acumulaciones de terrazas se utilizó el método de datación por luminiscencia óptica (OSL), y se obtuvieron las edades de formación de cada nivel de terrazas: la edad de la parte superior de la terraza del primer nivel es 13.70±0.67 ka, y la edad de la parte superior de la terraza del segundo nivel es 32.68± 2.30ka, la edad de la parte superior de la terraza del tercer nivel es 42.63±2.04ka, la edad de la parte superior de la terraza del cuarto nivel es 67.99 ±2.36ka, y la edad sobre la capa de grava en el fondo de la terraza del cuarto nivel es 85.63±8.60ka.
Shi Yafeng et al. (1998) creían que hay cinco niveles de terrazas desarrolladas en la sección Xunhua del río Amarillo (Figura 3-16). , especialmente la acumulación en las terrazas del quinto nivel Gruesa, hasta 280m. La parte inferior de los depósitos en la terraza del quinto nivel es una capa de 140 m de espesor de conglomerado de abanicos aluviales al pie de las estribaciones, flujo de escombros y grava de río, con un lapso de tiempo de 1,1 a 0,8 Ma (Shi Yafeng et al., 1998), y la la parte superior es acumulación de pérdida. La terraza del quinto nivel se encuentra a más de 700 metros de altura del actual lecho del río Amarillo.
Figura 3-16 Sección transversal de la Terraza Xunhua del Río Amarillo
(Según Shi Yafeng et al., 1998)
Según Li Jijun ( 1991, 1996, 2001) y Pan Baotian (1991) y otros estudiaron que hay siete terrazas en la sección Lanzhou del río Amarillo (Figura 3-17). Cada terraza está cubierta con loess de diferentes espesores. terraza es 1,7 Ma B.P. (T7), 1,5 Ma B.P.(T6), 1,2 Ma B.P.(T5), 0,6 Ma B.P.(T4), 0,15 Ma B.P.(T3), 0,06 Ma B.P.(T2) y 0,01 Ma B.P. T1). Por encima de la terraza de siete niveles más alta se encuentra la superficie de denudación de las estribaciones del primer nivel, que está cubierta con una capa de grava de fase aluvial de las estribaciones con un espesor desigual. La edad de la huella de fisión del yeso contenido en la capa de grava es de 1,86 Ma B.P. Junjie, 1994).
Figura 3-17 Sección transversal de la terraza de Lanzhou del río Amarillo
(Según Shi Yafeng et al., 1998)
Según la investigación de Tian Qinjian (1998), la sección Zhongwei del río Amarillo desarrolló 9 terrazas, excepto la primera terraza que es una terraza de acumulación, las terrazas segunda a novena son todas terrazas de base, y en cada terraza se acumulan sedimentos de diferentes espesores. La edad de 14C del fondo de la acumulación similar a suelo cubierta sobre la capa de grava de la terraza del primer nivel es 4,735 ± 0,05 ka B.P (Han Wenfeng et al., 1993) de la terraza del segundo nivel es 17,92; ±0.695ka B.P. (Han Wenfeng et al., 1993) La edad de luminiscencia óptica (OSL) de la parte superior de la terraza del tercer nivel es 68.7±5.1ka B.P. Las terrazas del cuarto al noveno nivel se estiman con base en el espesor de la película de calcio en la superficie de grava de la acumulación de la terraza en 140 ka B.P., 230 ka B.P. y 340 ka B.P., 340 ka B.P., 490 ka B.P. y 720 ka B.P.
En resumen, desde que el río Amarillo se formó hace 1,7 millones de años, los tramos superiores del río donde se han desarrollado más terrazas, hay 9 terrazas, y hay una tendencia en el número de terrazas. para aumentar más aguas abajo. Si el grado de incisión del río Amarillo puede reflejar aproximadamente la magnitud del levantamiento de la meseta, entonces el grado de desarrollo de las terrazas del río Amarillo a lo largo de los tramos superiores del río Amarillo muestra que desde hace 1,7 Ma, los tramos superiores del río Amarillo ha experimentado seis etapas de elevación rápida, cada una de las cuales ocurre aproximadamente a 1,5 Ma, 1,1 Ma, 0,6 Ma, 0,15 Ma, 0,05 Ma y 0,01 Ma, entre las cuales las tres etapas de 1,1 Ma, 0,6 Ma y 0,15 Ma son más intensas.
La historia de elevación de la meseta Qinghai-Tíbet antes mencionada corresponde completamente a la historia de desarrollo de la planicie Tangxiana en el norte de China.