Tres cuerpos cratónicos precámbricos en China (es decir, el Cratón del Norte de China, el Bloque Tarim y el Bloque del Sur de China). El Bloque del Sur de China ocupa la mayor parte del Sur de China. Se divide en el Bloque Yangtze en el noroeste y el Bloque Cataisia en el sureste. Modificado de Zheng, Xiao y Zhao (2013). [1]
El Cratón del Sur de China o Bloque del Sur de China es uno de los bloques continentales precámbricos de China. [1] Tradicionalmente se divide en el Bloque Yangtze en el NO y el Bloque Cathaysia en el SE. [2] La Falla Jiangshan-Shaoxing representa el límite de sutura entre los dos subbloques. [2] Un estudio reciente sugiere que el Bloque del Sur de China posiblemente tenga un subbloque más que se llama Tolo Terrane. [3] Las rocas más antiguas del Bloque del Sur de China se encuentran dentro del Complejo Kongling , que produce edades de circón U-Pb de 3,3-2,9 Ga. [1]
Existen tres razones importantes para estudiar el Bloque del Sur de China. En primer lugar, el Sur de China alberga una gran cantidad de minerales de tierras raras (REE) . En segundo lugar, el Bloque del Sur de China es un componente clave del supercontinente Rodinia . Por lo tanto, dicho estudio nos ayuda a comprender más sobre el ciclo del supercontinente . En tercer lugar, casi todos los clados principales conocidos de reptiles marinos del Triásico se han recuperado de las secuencias sedimentarias del Sur de China. [4] Son importantes para comprender la recuperación marina después de la extinción masiva del Pérmico-Triásico . [5]
El Bloque del Sur de China se formó por la colisión entre el Bloque Yangtze y el Bloque Cataisia en el Neoproterozoico. Por un lado, la parte central y oriental del Bloque del Sur de China experimentó tres importantes eventos tectónicos del Fanerozoico. En la literatura china, se denominan Movimiento Wuyi-Yunkai (Paleozoico temprano), Movimiento Indosiniano (Triásico) y Movimiento Yanshaniano (Jurásico-Cretácico). Condujeron a una extensa deformación y magmatismo.
Por otra parte, el magmatismo basáltico de inundación de Emeishan del Paleozoico tardío es un evento importante en la parte occidental del bloque.
Geología
Distribución de rocas ígneas en el bloque de Cathaysia. Modificado de Wang et al., (2013).
El bloque del sur de China está formado por el ensamblaje de los bloques Yangtze y Cataysia a lo largo de la falla Jiang-Shao con dirección noreste. [2] Sin embargo, la extensión suroeste de esta sutura es poco conocida debido a la escasa exposición. [2]
El bloque Yangtze contiene varios basamentos cristalinos del Arcaico-Paleoproterozoico (por ejemplo, el complejo Kongling ). [2] Las rocas ígneas están superpuestas de manera discordante por secuencias del Neoproterozoico débilmente metamorfoseadas (por ejemplo, el Grupo Banxi) y unidades del Siniano no metamorfoseadas. [2] Por el contrario, el bloque Cathaysia no contiene ningún basamento del Arcaico. En cambio, está compuesto principalmente de rocas del basamento del Neoproterozoico. Se informa de la rara aparición de rocas del Paleoproterozoico y del Mesoproterozoico en el suroeste de Zhejiang y la isla de Hainan respectivamente. [2]
El magmatismo paleozoico no es común en el bloque del sur de China. Sin embargo, se ha informado de una gran provincia ígnea de Emeishan del Pérmico tardío en el margen occidental del bloque del Yangtze .
El magmatismo mesozoico es muy extenso, especialmente en el bloque de Cataisia .
Componentes
Esta sección se centra en cómo se formaron los componentes del Bloque del Sur de China.
El Bloque del Sur de China se divide tradicionalmente en el Bloque Yangtze en el noroeste y el Bloque Cataysia en el sureste. [2] La falla Jiangshan-Shaoxing con dirección noreste representa el límite (es decir, la sutura ). [2] Comienza desde Jiangshan a través de Shaoxing hasta Pingxiang. [2] Sin embargo, la extensión sur del límite sigue sin estar clara. [2] Antes de que chocaran para formar el bloque del Sur de China en el Neoproterócico, ambos formaban parte del supercontinente Columbia .
Estudios recientes han propuesto que el Bloque del Sur de China posiblemente esté dividido en tres unidades en lugar de dos. [6] [3] La unidad recientemente definida se denomina Tolo Terrane, que está junto al margen oriental del Bloque Cathaysia . [6] [3] Se piensa que la falla Zhenghe–Dapu con dirección noreste es la sutura entre el Bloque Cathaysia y el Tolo Terrane. [3] La falla del Canal Tolo en Hong Kong posiblemente representa un rastro de la sutura . [3] Por lo tanto, la unidad recientemente definida se llama Tolo Terrane. [3]
Bloque Yangtze
El estudio de la formación del Bloque Yangtze es un desafío debido a los raros afloramientos del Arcaico. [7] Se cree que se formó alrededor de 3,8 a 3,2 Ga. [7] La cronología es anterior a la formación del supercontinente Columbia . Esto está respaldado por el antiguo remanente de corteza preservado (es decir, circón detrítico de 3,8 Ga derivado del Bloque del Sur de China). [8]
El bloque Yangtze luego se convirtió en parte del Columbia , pero su posición solo ha sido limitada pobremente. [9] La distribución de la edad de cristalización de U-Pb de 7000 circones detríticos se caracteriza por varios picos a lo largo de la historia de las extensiones de la Tierra. [10] [11] Esos picos coinciden con la edad de ensamblaje del supercontinente . [10] [11] El Columbia se ensambló a través de un evento de colisión global durante 2.1-1.8 Ga. [9] Por lo tanto, los bloques continentales constituyentes del Columbia deberían registrar una población más grande de circón detrítico de 2.1-1.8 Ga. De hecho, el Grupo Kunyang en el Bloque Yangtze muestra este patrón. [12] Sin embargo, la posición del bloque es poco conocida. Posiblemente se conectó con el norte de China, el oeste de Australia y/o el noroeste de Laurentia. [12] [13]
Bloque de Cataisia
El ciclo del supercontinente se divide en tres etapas. Los bloques continentales primero convergen por subducción. Luego, chocan para formar el supercontinente . Finalmente, se alejan unos de otros, lo que lleva a la ruptura del supercontinente . La interacción entre la generación de magma y el potencial de conservación del circón detrítico determina la distribución de la edad del circón detrítico en tres etapas. Aunque el volumen de magma generado es bajo durante la colisión, el alto potencial de conservación da como resultado un pico en el número de circones detríticos. Por lo tanto, el pico de edad coincide con el ensamblaje del supercontinente . Azul: Volumen de magma. Rojo: Potencial de conservación. Área marrón: Distribución de la edad del circón detrítico. Modificado de Hawkesworth et al. (2009). [10] [11]
Sólo existe un estudio fragmentario sobre la formación del Bloque Cathaysia debido al escaso afloramiento precámbrico.
A diferencia del Bloque Yangtze , no se han identificado afloramientos ni basamentos arcaicos en el Bloque Cathaysia . [14] Sin embargo, el hallazgo de circones detríticos del Arcaico Tardío llevó a los científicos a especular sobre la existencia de un basamento arcaico no expuesto. [15] Esta idea se ve desafiada por el hecho de que los circones tienen forma ovalada. [14] Posiblemente fueron transportados a gran distancia desde otro bloque que alguna vez estuvo cerca del Bloque Cathaysia . [14]
Otra teoría alternativa sugiere que el Bloque de Cataisia se formó durante la formación del supercontinente Columbia en el Paleoproterozoico. Existen dos pruebas al respecto.
Las rocas sedimentarias muestran una mayor población de circones detríticos de 2,1-1,8 Ga. [14]
La edad de la roca ígnea más antigua coincide con el momento del ensamblaje final del supercontinente Columbia (por ejemplo, granitoides de tipo S de 1,89 a 1,86 Ga en el Complejo Badu). [14]
El bloque Cathaysia posiblemente era contiguo a la Antártida Oriental, Laurentia y Australia. [14] [16] Se sugiere que los circones detríticos de forma ovalada del Arcaico Tardío fueron traídos de esos bloques. [14]
Tolo Terrano
El estudio del Terrane de Tolo se encuentra en su etapa inicial. La mayor parte de la evidencia proviene de Hong Kong. [3] El Terrane de Tolo posiblemente representa un fragmento del Terrane de Qiangtang . [3] Cuando el Bloque del Sur de China colisionó con el Cratón de la India en el Cámbrico, el Terrane de Qiangtang quedó atrapado entre esos dos bloques. [3] Durante la colisión, un fragmento (es decir, el Terrane de Tolo) se desprendió del Terrane de Qiangtang. [3]
Formación
Esta sección se centra en cómo se formó el Bloque del Sur de China. Tradicionalmente, el Bloque del Sur de China se formó por la colisión entre el Bloque Yangtze y el Bloque Cathaysia en el Neoproterozoico. [17] Chocaron para formar el orógeno Jiangnan. [17] Si el Terrane Tolo existe, el momento de formación final debería remontarse al Jurásico. [3]
Fusión del bloque Yangtze y el bloque Cataisia
El sistema de doble subducción divergente se caracteriza por dos arcos sincrónicos y metamorfismo de bajo grado. Gris: sedimento.
Existen cuatro controversias principales sobre el proceso de fusión.
No está claro el momento de la amalgamación. [18] [17] [19] [20] [21] [22] [23]
El proceso de amalgamación es incierto. [21] [24] [25] [26] [27]
La génesis del magmatismo post-colisión del Neoproterozoico (830—740 Ma) no está clara. [22] [28] [29] [30] [31] [32] [33] [34] [35]
La posición en el supercontinente Rodinia es controvertida. [17] [29] [32] [33] [34] [36] [37] [38] [30] [39]
Momento de la fusión
Hay dos escuelas de pensamiento.
Estaban separados por un océano del Paleozoico temprano o tardío. [19] El cierre del océano por subducción condujo a la amalgamación en el Silúrico o Triásico. [19] Sin embargo, no se encuentra magmatismo de arco Silúrico o Triásico a lo largo del Orógeno de Jiangnan. [18] [20] Por lo tanto, cada vez más investigadores descartaron esta hipótesis.
Se reunieron en el Neoproterozoico. [23] [17] [21] [22]
Proceso de fusión
Se han propuesto muchos sistemas de subducción de un solo lado. [21] La diversidad surge de diferentes formas de subducción, incluida la subducción ortogonal, [24] la subducción oblicua [25] o el cambio en la polaridad de la subducción . [26] También hay desacuerdo sobre la configuración tectónica de las rocas. [25] [40] (por ejemplo, arco intraoceánico versus arco continental, retroarco versus antearco).
A pesar de ello, sólo el sistema de doble subducción divergente puede proporcionar una explicación plausible de dos observaciones clave en el orógeno de Jiangnan. [21]
Los arcos magmáticos se desarrollaron en el margen de los dos bloques durante el Neoproterozoico temprano. [21] [27] Esto indica que la placa oceánica se subdujo en dos direcciones opuestas simultáneamente.
La mayoría de las rocas simplemente experimentaron metamorfismo de facies de esquisto verde (es decir, ningún metamorfismo de alto grado). [21] En un sistema de subducción de un solo lado, la placa oceánica subducida arrastraría la corteza continental a lo largo de la zona de subducción , lo que provocaría un engrosamiento de la corteza y un metamorfismo de alto grado. [21] Esto se conoce como subducción continental profunda. [21] En un sistema de doble subducción divergente , no ocurre subducción continental profunda.
El magmatismo post-colisión del Neoproterozoico
Después de la fusión, se reconoce ampliamente que se produjo una ruptura continental y un magmatismo bimodal generalizado de 800 a 760 Ma en el Bloque del Sur de China. Se han propuesto dos modelos.
El magmatismo fue causado por el desprendimiento de la placa. [28] Cuando la placa oceánica subducida se hundió en el manto, esto indujo el afloramiento del manto y la posterior fusión por descompresión. El manto se fundió para generar magma máfico . El magma máfico invadió o se colocó debajo de la corteza continental suprayacente para formar magma félsico . Por lo tanto, las rocas ígneas máficas y félsicas coexistieron.
El magmatismo se debió a la pluma gigante del manto de Rodinia . Un estudio anterior abogó por una denominada configuración "SWEAT" (es decir, sudoeste de Laurentia-este de la Antártida) en el supercontinente de Rodinia . [30] Sin embargo, la edad y la posición geográfica del enjambre de diques radiantes relacionado con la pluma gigante contradicen este modelo. [31] En primer lugar, la diferencia de edad es demasiado grande para ser considerada como el mismo enjambre de diques. En segundo lugar, el enjambre de diques en Laurentia sugiere un centro de pluma del manto al oeste, pero no hay tal evidencia en el este de Australia.
El Bloque del Sur de China posiblemente sirva como este eslabón perdido (es decir, la hipótesis del "eslabón perdido"). [29] [32] [33] Sugieren que la cabeza de la pluma del manto , que se ubicó debajo del Bloque del Sur de China, condujo a rifting y magmatismo bimodal desde hace 825 Ma. El descubrimiento de basaltos komatiíticos de 825 Ma en Yiyang, que es indicativo de una fuente de manto caliente, proporciona una evidencia indiscutible de la presencia de una pluma de manto . [34] Sin embargo, existe una génesis alternativa de komatiitas como la fusión hidratada en la zona de subducción. [35] Además, no se ha identificado ninguna Gran Provincia Ígnea Neoproterozoica en el Bloque del Sur de China. [35]
Posición en Rodinia
Hipótesis del eslabón perdido. (Li, 2003)
No existe consenso sobre la posición del Bloque de China Meridional en el supercontinente Rodinia . La principal controversia es si estaba ubicado en el interior o en los márgenes de Rodinia .
Por un lado, se propone que el Bloque del Sur de China esté ubicado entre el este de Australia y el oeste de Laurentia en el interior de Rodinia (es decir, la hipótesis del "eslabón perdido"). [29] [32] [33] Varias líneas de evidencia apoyan esta hipótesis.
Registro de superpluma: se requiere un bloque, ubicado sobre la cabeza de una pluma del manto , entre el este de Australia y el oeste de Laurentia. [29] [32] [33] El bloque del sur de China es un candidato adecuado. [34]
Registro de rocas ígneas: Las rocas volcánicas y graníticas félsicas de la isla de Hainan son similares a la provincia transcontinental de granito y riolita del sur de Laurentia en términos de edad y características isotópicas. [36] Esto implica una proximidad geográfica cercana entre el Bloque del Sur de China y Laurentia.
Se propone que el Bloque del Sur de China esté ubicado entre el este de Australia y el oeste de Laurentia en el interior de Rodinia .
Rodinia se reunió a través de eventos de colisión global desde 1300 Ma a 900 Ma. [30] Se espera que la parte central de Rodinia no registre ningún evento de colisión posterior ya que ya se había amalgamado. Sin embargo, hay evidencia clara de que el momento final de la amalgamación del Bloque del Sur de China es mucho más tarde que 900 Ma. [37] [38] Por lo tanto, no se ubicó en la parte central de Rodinia . La evidencia proviene de registros litológicos y estructurales.
La secuencia del arco de Shuangxiwu, que duró al menos hasta 850 Ma, representa un arco intraoceánico. [22] Esto indica que el bloque Yangtze y el bloque Cathaysia todavía estaban separados por un océano después de 900 Ma. [22]
Se han reportado granitos de tipo obducción dentro de ofiolitas posteriores a 900 Ma . [39] Las ofiolitas son fragmentos de litosfera oceánica que se incorporaron a los márgenes continentales durante las colisiones. [41] Cuando se incorporaron a los márgenes, las rocas sedimentarias podrían fundirse para formar magma granítico. [39] [42] Por lo tanto, la edad de formación corresponde al momento final de la amalgamación.
Se informa de una discordancia angular prominente de 830 Ma . Idealmente, los estratos de roca sin colisión se deformaron, pero los estratos de roca post-colisión no lo hicieron. Por lo tanto, la edad de la discordancia angular puede revelar la edad de terminación de la colisión. [17]
Por otra parte, el Bloque del Sur de China podría estar ubicado en la periferia de Rodinia , es decir, junto al norte de la India y el oeste de Australia. [38]
Fusión del bloque Cathaysia y el Terrane Tolo
El Bloque del Sur de China puede estar ubicado en la periferia de Rodinia .
Cuando el Terreno Tolo se separó del Terreno Qiangtang, fue retirado del sistema de colisión por una falla de desgarre . [3] Luego, chocó con el Bloque Cathaysia en el Jurásico medio-tardío. [3] La edad de ensamblaje es consistente con un evento de deformación importante en Hong Kong (es decir, empuje y metamorfismo en el noroeste de Hong Kong). [3]
Sin embargo, esta idea es desafiada por el raro magmatismo coetáneo a lo largo de la falla Zhenghe–Dapu. [6] Por lo tanto, la sutura puede representar un evento de cizallamiento lateral en lugar de un evento de colisión. [6] Tal mecanismo puede ser análogo a la tectónica de placas de astilla de la Zona de Subducción de Sumatra. [3] [43] Si esto es correcto, el Terrane de Tolo debería considerarse como parte del Bloque Cathaysia , en lugar de una unidad distinta.
Evolución
Según la definición tradicional, el Bloque del Sur de China se formó por la colisión entre el Bloque del Yangtze y el Bloque de Catasia en el Neoproterozoico. [17] El Bloque del Sur de China unificado experimentó cuatro eventos importantes en el Fanerozoico. Se denominan Movimiento Wuyi-Yunkai (Paleozoico Temprano), el magmatismo basáltico de inundación de Emeishan (Paleozoico Tardío), el Movimiento Indosiniano (Triásico) y el Movimiento Yanshaniano (Jurásico-Cretácico). Los tres movimientos crearon una serie de deformaciones, magmatismo y metamorfismo en el Bloque del Sur de China.
Movimiento Wuyi-Yunkai
El Movimiento Wuyi-Yunkai (Ordovícico-Silúrico) representa el primer evento tectónico fanerozoico en el Bloque del Sur de China. Se han propuesto dos modelos: el modelo intraplaca y el modelo oceánico cámbrico. En la actualidad, cada vez más científicos abogan por el modelo intraplaca.
Modelo intraplaca
Hay cuatro características claves del Movimiento Wuyi-Yunkai.
Se produjo un engrosamiento de la corteza por plegamiento y empuje, pero existen considerables dudas sobre las características generales de deformación. [2]
Hay una intrusión granítica generalizada del Silúrico (440–415 Ma). [2] [44] [45] [46] La roca granítica incluye granito monzonítico de biotita y granitos que contienen moscovita, granate y turmalina. [2] [44] [45] [46] La fuente de la roca granítica fue probablemente material de la corteza preexistente en lugar de un componente derivado del manto, como lo demuestra un valor de Nd épsilon altamente negativo. [2] [3] [44]
La roca experimentó un metamorfismo de esquisto verde superior a facies de anfibolita (es decir, 460-445 Ma), que es anterior a la intrusión granítica. [47]
La curva de presión-temperatura de la roca metamórfica muestra una curva en el sentido de las agujas del reloj. [47] Esto indica un engrosamiento de la corteza.
Generación de la intrusión granítica del Silúrico (440–415 Ma).
Este modelo sugiere que este evento tectónico ocurrió en el interior del Bloque unificado del Sur de China. La tensión de campo lejano asociada con colisiones continentales distantes condujo al engrosamiento de la corteza y al metamorfismo (460–445 Ma) en el interior del Bloque del Sur de China. [48] Las rocas en la porción inferior de la litosfera podrían convertirse en eclogita (es decir, una roca muy densa) debido a la alta carga de presión. [46] Esta porción de la litosfera finalmente se desprendió. Se hundió en el manto ya que era pesada. [46] Esto desencadenó el afloramiento del manto y la posterior fusión por descompresión. [46] El manto se fundió para generar magma máfico . [46] El magma máfico cubrió y fundió la corteza sobreengrosada para generar intrusiones graníticas silúricas. [46]
La fuerza impulsora de tal deformación interna se atribuyó a la colisión del Bloque del Sur de China con el Cratón de la India en el Cámbrico. [49] Siguiendo la hipótesis del "eslabón perdido", el Bloque del Sur de China se colocó en el interior de Rodinia . [33] Durante la ruptura de Rodinia, el Bloque del Sur de China se desplazó hacia el norte en el Neoproterozoico medio. [49] Posteriormente, chocó con el Cratón del noroeste de la India en el margen de Gondwana en el Cámbrico. [49] El Terrane Qiangtang quedó atrapado entre el Bloque del Sur de China y el Cratón de la India durante la colisión. [49] El Orógeno del Norte de la India se creó durante la colisión continental. [49] Se cree que esta colisión es el impulsor de la deformación intracontinental en el Bloque del Sur de China. [49]
El historial de colisiones está limitado por el estudio de procedencia sedimentaria . [49] Las rocas sedimentarias del Ediacárico-Cámbrico en el Bloque Cathaysia mostraron una procedencia exótica. [49] No se derivaron del Bloque Yangtze , bloques continentales cercanos o reciclaje de las secuencias sedimentarias subyacentes de Cathaysia. [49] Se derivaron de la roca en el Cratón de la India y el orógeno de África Oriental. [49] Esto sugirió una proximidad cercana entre el Bloque del Sur de China y el Cratón de la India. [49]
Modelo del océano cámbrico
Este modelo sugiere que había un océano cámbrico entre el bloque Yangtze y el bloque Cathaysia . [2] [50] El cierre del océano provocó la colisión entre esos dos bloques y la posterior deformación, magmatismo y metamorfismo. [2] [50] Sin embargo, la arenisca cámbrica del bloque Yangtze y el bloque Cathaysia muestra una procedencia de circón mixta, lo que indica que el sedimento podría viajar de un bloque a otro. [50] Esto contradecía la presencia de un vasto océano. [50]
Magmatismo basáltico de inundación de Emeishan
El magmatismo basáltico de inundación de Emeishan representa la característica geológica más significativa en el suroeste de China. La duración del magmatismo basáltico es geológicamente corta (es decir, 1,0-1,5 Ma). [51] Los resultados petrológicos y geoquímicos proporcionan evidencia indiscutible para apoyar el origen de una pluma del manto . [52] Por ejemplo, se ha demostrado que las picritas representan un magma primario de alta temperatura. [52] Además, el basalto muestra similitud isotópica con el basalto de las islas oceánicas (OIB), que se forma por una pluma del manto desencadenada por la corteza oceánica subducida. [52] [53]
Movimiento Indosiniano y Yanshaniano
El Movimiento Indosiniano (Triásico) y Yanshaniano (Jurásico-Cretácico) representa el evento de deformación y magmatismo del Mesozoico.
Modelo de subducción de losa plana
Hay varias características sobre el movimiento tectónico mesozoico.
El Bloque del Sur de China consiste en un cinturón plegado y corrimiento muy amplio (1300 km) del Triásico al Jurásico temprano con dirección noreste. [18] [54] [55] La edad del corrimiento muestra una tendencia a la juventud hacia el interior continental. Las rocas ígneas coetáneas también muestran una relación espacial-edad similar.
El magmatismo más importante se produjo en el Jurásico medio. La mayoría de las rocas ígneas muestran configuraciones tectónicas intraplaca (es decir, configuraciones extensionales). [18] [54] [55]
El magmatismo cretácico muestra una tendencia a rejuvenecerse hacia el océano. [56] [18] [48]
La subducción de placas planas suele ser causada por la llegada de una meseta oceánica boyante (es decir, una corteza oceánica más gruesa). [18] A medida que la placa plana penetraba debajo de la corteza continental, el cinturón de pliegues y empuje migraba hacia el interior, lo que daba como resultado la tendencia de rejuvenecimiento hacia el continente. [18] El magmatismo coetáneo solo podía ocurrir en la parte delantera de la placa plana. [18] No podía ocurrir magmatismo en la parte trasera de la placa. [18] Por lo tanto, las rocas ígneas sincrónicas muestran una tendencia de rejuvenecimiento similar. [18]
Con el paso del tiempo, la placa oceánica se convirtió en una roca densa (es decir, eclogita). Por lo tanto, la placa plana comenzó a desprenderse y hundirse. Al mismo tiempo, ejerció una atracción hacia abajo sobre la corteza continental suprayacente para crear una amplia cuenca con un lago. Cuando la placa se desprendió por completo de la corteza, la corteza suprayacente rebotó. Por lo tanto, la corteza se estiró (es decir, se produjo un ajuste extensional). Al mismo tiempo, se produjo una oleada de surgencias del manto. Esto creó una extensa roca ígnea intraplaca. [18]
Luego, la corteza oceánica con un espesor "normal" llegó a la zona de subducción. Se espera que el ángulo de subducción aumente debido a una menor flotabilidad. Por lo tanto, la corteza oceánica retroceda. Esto creó un magmatismo cretácico joven hacia el océano. [18]
Sin embargo, este modelo enfrenta varios desafíos.
1. Aparición de un arco magmático pérmico
Existen algunas dudas sobre el momento en que comenzó la subducción hacia el oeste de la placa del Pacífico. [2] El magmatismo de arco sincrónico del Pérmico aún no se ha descubierto a lo largo de las provincias costeras del sudeste de China. Solo se han registrado en la parte sur del Bloque del Sur de China.
Una forma convencional de generar magma es mediante la fusión en la cuña del manto, que se ve facilitada por la liberación de fluido de la placa subducida. Sin embargo, la roca adakítica se forma mediante la fusión directa de la placa. Investigaciones recientes muestran que la fusión de la placa es posible en la subducción de placas planas. [57] De las diez regiones de placas planas conocidas en todo el mundo, al menos ocho están vinculadas a la aparición de magmas adakíticos. [57] Sin embargo, no se conoce ninguna roca adakítica del Jurásico tardío en el sur de China.
3. Régimen tectónico triásico
Según la subducción de placas planas , el entorno tectónico del Mesozoico estuvo dominado por el sistema de subducción de la placa paleopacífica. Sin embargo, hay evidencias emergentes de que el entorno tectónico del Triásico estuvo controlado por la colisión continente-continente entre el Cratón del Norte de China , el Bloque del Sur de China y el Bloque de Indochina (es decir, el modelo "sándwich"). [58]
Basado en el modelo “Sandwich”, hay dos características claves del Movimiento Indosinio.
Estructura de pliegues y empujes orientada al este y falla de rumbo orientada al noreste en la zona de cizallamiento de Hefu. Modificado de Li et al., (2016) [58]
El magmatismo granítico del Triásico probablemente se originó a partir del material de la corteza preexistente en lugar del componente juvenil del manto. [2] No se descubrió ninguna relación especial entre espacio y edad. [2]
El Bloque del Sur de China está encajonado entre el Cratón del Norte de China y el Bloque de Indochina en el Triásico. Cuando el Bloque de Indochina y el Cratón del Norte de China chocaron con el Bloque del Sur de China, esos dos eventos de colisión crearon plegamiento , cabalgamiento y fallas de desgarre . [58] Al mismo tiempo, la corteza sobreengrosada condujo al magmatismo granítico del Triásico. [2]
Acreción del sudeste asiático
Esta sección explica cómo el Bloque del Sur de China colisionó con otros bloques vecinos como el Bloque del Norte de China y el Bloque de Indochina.
El Bloque del Sur de China es uno de los bloques continentales precámbricos más grandes del Sudeste Asiático . [1] El Sudeste Asiático actual es un enorme rompecabezas de diferentes bloques continentales que están delimitados por suturas o cinturones orogénicos . [59] [60] Hay dos límites significativos entre el Bloque del Sur de China y otros bloques. Son el orógeno Qinling-Dabie en el norte y la sutura Song Ma en el sur. [59] [60] La configuración actual de los bloques continentales es el resultado de una serie de eventos de rifting y colisión durante más de 400 millones de años. [59] [60]
En pocas palabras, la evolución geológica del Sudeste Asiático se caracteriza por la dispersión de Gondwana y la acreción asiática. [59] Los bloques continentales del Sudeste Asiático se separaron sucesivamente de Gondwana. [59] A medida que se desplazaban hacia el norte, se abrieron cuencas oceánicas sucesivas entre Gondwana y los bloques que incluyen el Paleo-Tetis , el Meso-Tetis y el Ceno-Tetis . [59] La destrucción y el cierre de esas cuencas dieron como resultado la acumulación de bloques continentales del sudeste asiático que alguna vez estuvieron aislados. [59] Por ejemplo, el orógeno Qinling-Dabie y la sutura Song Ma están relacionados con la destrucción de las ramas del Paleo-Tetis. [59]
Colisión con el bloque del norte de China
El orógeno Qinling-Dabie representa el cinturón orogénico entre el bloque del norte de China y el bloque del sur de China. La colisión es un proceso de dos etapas, como lo sugiere la presencia de dos zonas de sutura en el cinturón de colisión. La zona de sutura de Shangdan y la zona de sutura de Mianlue representan la colisión en el Paleozoico Tardío y el Triásico Tardío respectivamente. La última se considera como la amalgamación "real" entre dos bloques. [61] La colisión del Triásico Tardío condujo a un rápido levantamiento de la roca metamórfica de alto grado, formando uno de los cinturones más grandes del mundo de roca de presión ultraalta. [62]
Colisión con el bloque de Indochina
El Bloque del Sur de China probablemente colisionó con el Bloque de Indochina a finales del Devónico y principios del Carbonífero según varias líneas de evidencia. [59]
Evento de deformación a gran escala del Carbonífero Temprano al Medio (es decir, plegamiento y empuje). [59] Esto indica un evento de colisión importante.
Las faunas del Carbonífero premedio a ambos lados de la zona Song Ma son diferentes, mientras que las faunas del Carbonífero medio son similares. [59] Esto revela una yuxtaposición entre el Bloque del Sur de China y el Bloque de Indochina.
Sin embargo, algunos científicos creyeron que la colisión tuvo lugar en el Triásico basándose en la deformación de la época del Triásico en la zona de sutura de Song Ma . [63] [64] Pero, el paleoambiente del norte de Vietnam y el sur de China se caracterizaba por una plataforma carbonatada marina poco profunda . [63] [64] Si la colisión del Bloque del Sur de China y el Bloque de Indochina ocurrió en el Triásico, debería haber llevado al desarrollo de un orógeno (es decir, alto topográfico) y la deposición asociada de sedimentos clásticos por meteorización . Por lo tanto, la presencia de una plataforma carbonatada parece registrar una relativa quietud tectónica. [63] [64] Dado que el Bloque del Sur de China y el Bloque de Indochina se habían fusionado antes, la zona de sutura de Song Ma puede reactivarse debido a la colisión entre el bloque de Indochina y el terreno Qiangtang-Sibumasu en el Triásico. [63] [64]
Recursos minerales
Los recursos minerales más importantes en el bloque del sur de China son los elementos de tierras raras (REE). Estos elementos tienen una amplia gama de aplicaciones. [65] Hoy en día, China representa más del 80% de la producción mundial de REE. [66] En el sur de China se encuentran muchos depósitos de REE relacionados con la meteorización, como el depósito de Zudong y el depósito de Guposhan en las provincias de Jiangxi y Guangxi respectivamente. [66]
Cuando el magma félsico enriquecido con elementos de tierras raras se enfría para convertirse en roca, la intensa erosión de la roca concentra aún más el depósito de elementos de tierras raras. [65] Por lo tanto, la propiedad del magma y la intensidad de la erosión son la clave para concentrar los depósitos de elementos de tierras raras. En el sur de China, el 75% de estos depósitos se derivaron de rocas graníticas y volcánicas durante el Jurásico hasta principios del Cretácico. [65] Por lo tanto, el Movimiento Yanshanian representa uno de los eventos geológicos vitales en el sur de China. [65]
Registro fósil de reptiles marinos
Fósil de ictiosaurio en el Museo de Historia Natural de Londres
Casi todos los clados conocidos de fósiles de reptiles marinos del Triásico se han recuperado en el sur de China. [4] Son depredadores de ápice . [67] Su presencia indica que se había establecido una red alimentaria compleja . [67]
La extinción masiva del Pérmico-Triásico es el mayor evento de extinción en la Tierra. Casi el 90% de las especies marinas y el 70% de las especies terrestres se extinguieron. [5]
El momento de la recuperación del ecosistema marino tras este evento es controvertido. [67] El descubrimiento del fósil de reptil marino más antiguo (hace 248,81 millones de años), recogido en Chaohu, en el sur de China, sugiere que el ecosistema marino se recuperó rápidamente tras la extinción masiva. [5]
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