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Cuenca de Junggar

La ubicación de la cuenca de Junggar (en rojo)

La cuenca de Junggar ( en chino simplificado :准噶尔盆地; en chino tradicional :準噶爾盆地), también conocida como cuenca de Dzungaria o cuenca de Zungaria , es una de las cuencas sedimentarias más grandes del noroeste de China . Se encuentra en Dzungaria , en el norte de Xinjiang , [1] y está rodeada por las montañas Tarbagatai de Kazajistán en el noroeste, las montañas de Altai de Mongolia en el noreste y las montañas Celestiales (Tian Shan) en el sur. [1] [2] La geología de la cuenca de Junggar consiste principalmente en rocas sedimentarias sustentadas por rocas de basamento ígneas y metamórficas . [3] El basamento de la cuenca se formó en gran parte durante el desarrollo del supercontinente Pangea durante eventos tectónicos complejos desde el Precámbrico hasta el Paleozoico tardío . [4] La cuenca se desarrolló como una serie de cuencas de antepaís –en otras palabras, cuencas que se desarrollaron inmediatamente frente a cadenas montañosas en crecimiento– desde el Pérmico hasta el Cuaternario . [1] Los registros sedimentarios preservados de la cuenca muestran que el clima durante la era Mesozoica estuvo marcado por una transición de condiciones húmedas a áridas a medida que los efectos climáticos monzónicos disminuyeron. [2] La cuenca de Junggar es rica en recursos geológicos (por ejemplo, petróleo , carbón y depósitos de mineral ) debido a los efectos del vulcanismo y la deposición sedimentaria. [3] [5] Según Guinness World Records, es la ubicación terrestre más alejada del mar abierto , con una distancia de círculo máximo de 2648 km (1645 millas) desde el mar abierto más cercano a 46°16′8″N 86°40′2″E / 46.26889, -86.66722 (Tierra más alejada del mar) . [6]

Entorno tectónico regional

Mapa geológico simplificado que muestra el entorno geológico principal de la cuenca de Junggar. Modificado de Cao et al. (2017) [7]

Los principales componentes estructurales de la cuenca de Junggar se dividen en seis partes:

  1. La depresión de Wulungu se formó por fallas y una depresión plana . Había capas sedimentarias de entre 2000 y 4000 m de espesor que se depositaron desde el Pérmico hasta el presente. [8]
  2. El levantamiento de Luliang (levantamiento de Sangequan) estaba rodeado por capas sedimentarias estrechas pero de inclinación pronunciada al norte y anchas pero de inclinación suave al sur. Había capas sedimentarias de entre 1100 y 4000 m de espesor y la capa completa desde el Pérmico hasta el presente se puede encontrar en la parte sur. También se encontró el pliegue hundido en esta área. [8]
  3. La Depresión Central se formó a partir de tres grandes llanuras bajas, en Manas, Central y Wucaiwan. Había capas sedimentarias de 5000 m de espesor desde el Carbonífero hasta el Cuaternario . [8]
  4. La elevación oeste está formada por la elevación Chepaizi-Paotai y el monoclinal Urho-Karamay.
    • El levantamiento de Chepaizi-Paotai se formó por un pliegue que se hundió hacia el este con fallas. El muro inferior incluye capas sedimentarias del Jurásico y el Cuaternario, mientras que el muro superior está formado por capas sedimentarias del período postcarbonífero. [3]
    • El monoclinal Urho-Karamay se formó con una falla inversa a lo largo del límite oeste-noroeste de la cuenca. [8] [9] La colisión de las placas indoaustralianas durante el Neógeno resultó en el levantamiento de la cuenca del norte de Junggar. Esto también resultó en la reactivación de las fallas inversas del Pérmico , [9] produjo fallas en las rocas del basamento y rifting en el margen de la cuenca para formar el monoclinal Karamay-Urho . Esta área concentró abundantes hidrocarburos en la parte del anticlinal . [3]
  5. El levantamiento oriental (levantamiento Zhangpenggou-Qitai) se formó por deformaciones en varias épocas. La formación de un pliegue hundido de tendencia NE en esta área activó el fallamiento de las rocas del basamento. [3]
  6. La cuenca del Tian Shan se formó durante el Triásico inferior y medio, ya que el Tian Shan se ha elevado continuamente. [3] Durante el Cretácico, la cuenca se hundió nuevamente y, por lo tanto, la profundidad del agua se redujo debido a las deformaciones tectónicas. [3] En el Paleógeno, el tamaño del lago siguió reduciéndose y la cuenca oriental se convirtió en una masa de tierra. Además, hubo un mayor hundimiento de la cuenca del Tian Shan debido a la formación del Himalaya en el Paleógeno. [3]

Geología

Sección transversal de la cuenca de Junggar. Muestra el espesor de cada una de las capas y estructuras sedimentarias en toda la zona de la cuenca. Modificado de Bian et al. (2010) [1]

Roca del basamento de la cuenca de Junggar

En la sección Precámbrica estaba formada por granito félsico - intermedio con inclusiones de piedras verdes y ofiolitas , [10] donde la sección Paleozoica está formada principalmente por rocas extrusivas deficientes en potasio y sodio . [11] Los basaltos en el basamento indicaban corteza oceánica del Paleozoico tardío atrapada que provenía del manto. [11]

Estratigrafía sedimentaria

Las facies sedimentarias comenzaron a predominar en el Pérmico. Las capas depositaron continuamente facies fluviales y lacustres hasta el día de hoy, conteniendo principalmente conglomerado, arenisca, limolita y lutita. [2] [3]

Las principales unidades estratigráficas de la cuenca de Junggar del Carbonífero se muestran en orden ascendente en la siguiente tabla: [3] [7] [12] [2] [13]

Paleoclima y medio ambiente

A lo largo del Mesozoico, la cuenca de Junggar se encontraba principalmente en un entorno de sedimentación fluvial y lacustre. [3]

El clima del Pérmico tardío mostró fluctuaciones entre un clima predominantemente seco y húmedo. Las evidencias incluyeron la presencia tanto de capas orgánicas como de capas rojas. En el Triásico temprano, se formaron rocas sedimentarias rojizas que indicaban el predominio de un clima semiárido . [1]

Durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano, la cuenca de Junggar estaba en un clima cálido y húmedo debido al efecto del clima monzónico continental. [1] [2] [15] Desde mediados hasta finales del Jurásico, el clima cambió a un clima árido estacional que se inició desde el noreste y luego se extendió a toda la cuenca. [2] [1] Esto se debe a que Pangea comenzó a separarse, lo que detuvo el efecto del sistema megamonzónico. [1] [2] [15] Por lo tanto, la cuenca se vio afectada por los vientos del oeste . [1] Los vientos del oeste contenían la menor humedad que ha venido del noroeste desde que las áreas marinas se minimizaron gradualmente hasta el reciente Mar Caspio . [1] Con la elevación continua a lo largo del Tian Shan , el efecto orográfico alrededor de la cuenca intensifica el efecto de sombra de lluvia . [1] El destacado efecto de sombra de lluvia da como resultado un clima árido estacional más cálido en la cuenca. [1] Al mismo tiempo, los lagos de la cuenca tenían mayor salinidad y menor afluencia de sedimentación. [16]

Evolución tectónica

Diagramas evolutivos geológicos simplificados de la evolución del basamento en la región de la cuenca de Junggar. 1. El rifting formó la cuenca del océano Junggar occidental (WJO) (en azul oscuro). 2. La terminación del magmatismo oceánico intraplaca y los eventos de subducción formaron las ofiolitas Tangbale y Hongguleleng actuales (representan la integración de la corteza del océano Junggar occidental). 3. La cuenca oceánica Maylia (en azul pálido) se formó por rifting. 4. Las placas continentales convergieron y plegaron el océano para formar el mar de residuos de Junggar occidental. 5. El rifting ocurrió nuevamente para formar el océano Junggar (JO) (en rosa) y el océano Kelamaili (KO) (en marrón), que mostraron la separación del arco Bogda (BA), el arco Kalameili (KA) y el arco Altai (AA). 6. JO subdujo sobre KA mientras que KO subdujo sobre AA. 7. La corteza del océano Junggar subdujo sobre el arco combinado Kelamaili-Altai y mostró un retroceso de la losa . 8. Con la influencia de la colisión de Tian Shan y el magmatismo anorogénico de los eventos extensionales locales, el área de Junggar se hunde para formar la cuenca de Junggar. Modificado de Zhao et al. (2003), Carroll et al. (1990), Buckman et al. (2004), Han et al. (2018). [4] [12] [17] [18]

Prepérmico (antes de 290 Ma): evolución de la roca del basamento

El paleocratón de Xinjiang se separó durante un episodio de rifting continental para formar cuencas extensionales en el Cámbrico tardío . [17] La ​​divergencia continua de la corteza continental durante el Cámbrico tardío al Ordovícico dio forma al océano Junggar occidental. [17] El océano Junggar occidental se presentó como las ofiolitas Tangbale y Honguleleng actuales a partir del vulcanismo intraplaca, y luego este vulcanismo se cerró a mediados del Ordovícico superior. [17] [19] La primera cuenca oceánica del Ordovícico indicó que el Junggar oriental estaba sobre el margen pasivo . [17] Otro evento de rifting estableció la cuenca oceánica Mayilashan y la cuenca de retroarco en el Junggar oriental durante el Silúrico . [17] Sin embargo, el entorno compresivo restringió las dos formas de relieve de modo que terminaron cerradas y plegadas a finales del Silúrico. [17] Esto eventualmente condujo a la convergencia de las paleoplacas de Tarim, Kazajstán y Siberia . [17] Eran del paleócrata original de Xinjiang que volvió a desconcertarnos entre sí. [17]

El océano Junggar y el océano Kulumudi se produjeron a partir del tercer evento de rifting durante el Devónico inferior-medio . [17] [12] [4] Finalmente, el océano Junggar y el océano Kulumudi se movieron hacia el norte y experimentaron la subducción desde el Devónico superior hasta el Carbonífero tardío . [4] [17] [12] Al mismo tiempo, se desarrollaron varios arcos volcánicos durante la subducción. [17] [12] [4] Tres placas (Tarim, Kazajstán y Siberia) convergieron juntas para formar un océano atrapado que rodeó el arco volcánico y los orógenos en el Carbonífero medio. [12] [20] Los granitos ricos en álcali con depósitos de oro invadieron las placas convergidas. [4] Esto reveló la fusión parcial de la corteza oceánica. [4] Esto también marcó como el último evento de subducción después de la etapa posterior a la colisión en el Carbonífero tardío. [12] [4] Además, tales rocas intrusivas demostraron que este fue el último episodio de fusión de la corteza oceánica. [20] A medida que la placa euroasiática comenzó a combinarse, las cortezas continentales de las tres placas comenzaron a consolidarse como otro bloque continental estable moderno . [20]

Eventos subyacentes

Las rocas ígneas máficas-ultramáficas se formaron debido a la subcapa con estiramiento de la corteza durante el Carbonífero al Pérmico. [4] [21] La subcapa de magma durante el período Carbonífero al Pérmico (330-250 Ma) calentó la corteza inferior y, por lo tanto, la corteza se calentó. El siguiente episodio de enfriamiento de la corteza llevó a que parte del cinturón montañoso se hundiera por subsidencia térmica , lo que terminó formando la cuenca de Junggar. [21] Otro evento de subcapa de magma ocurrió en la era Mesozoica. [22] [11] Esto formó rocas ígneas heterogénicas ricas en sílice debido a la fusión parcial de numerosas cortezas oceánicas contaminadas con cuña de manto . [11] [22]

Del Pérmico al presente (desde hace 290 millones de años): evolución de la cuenca de Junggar

Con la influencia de la orogenia varisca , las facies marinas del Pérmico Temprano cambiaron al ambiente terrestre durante el Pérmico Tardío. [3] [23] Esto se debe a que la compresión orogénica y el engrosamiento de la corteza dieron como resultado una mayor sedimentación y el retiro del mar. [23] [3] En ese momento, se produjo un levantamiento generalizado con hundimiento que formó un graben al principio. [23] [3] Luego, el área se convirtió gradualmente en una cuenca de antepaís periférica atrapada en montañas debido a la alta temperatura y el hundimiento relajante de la extensión regional. [1] [3] [23] Algunos también sugirieron que esta forma de relieve fue causada por el efecto combinado de cizallamiento y extensión o empuje del acortamiento de la corteza. [3] [23] [1] A partir del Pérmico, se formó la Cuenca de Junggar para iniciar el ciclo de la cuenca de antepaís. [1] Presentó cizallamiento extensional y deposición continua de relleno de cuenca de antepaís no marino hasta el Triásico . [1] Dado que el nivel del lago atrapado en la cuenca estaba aumentando, los depósitos más finos cubrieron ampliamente la cuenca con denudación . [1] Esto también marcó el final del ciclo de la cuenca del antepaís. [1] Desde el Jurásico hasta el Paleógeno , la cuenca de Junggar experimentó una depresión intracontinental. Estaba cubierta por un delta trenzado con pocos lagos y una tasa de subsidencia creciente hacia el sur de 20 a 120 m/Ma durante el Jurásico. [1] [24] La colisión del bloque de Lhasa desde el sur resultó en la formación del delta a lo largo del margen de la cuenca. [1] Además, el lago más profundo estaba en el centro de la cuenca durante el Cretácico Inferior . [1] Posteriormente, la depresión del lago hacia el sur que condujo al centro de la cuenca se desplazó hacia el sur en el período Cretácico Superior. [1] En el Paleógeno, se desarrolló un delta trenzado sobre la cuenca donde ingresaron sedimentos desde las montañas de la cuenca circundante. [1] A partir del Neógeno , se reactivó la falla de empuje en la cuenca de Junggar. [1] Al mismo tiempo, hubo un rápido levantamiento de Tian Shan desde que la orogenia del Himalaya se formó por la colisión entre la placa Indo y la placa Euroasiática . [1] Esto desarrolló un sistema de delta rico en aluviales alrededor de lagos poco profundos con el influjo de sedimentos clásticos del Tian Shan elevado y la parte norte de la cuenca.[1]

El mapa esquemático animado de evolución geológica muestra el cambio de facies y las ubicaciones correspondientes, desde el Triásico hasta el Paleógeno. Esto mostró la evolución de la cuenca a través de tres etapas: (1) cuenca de antepaís desde el Pérmico hasta el Triásico. (2) depresión intracontinental desde el Jurásico hasta el Paleógeno. (3) cuenca de antepaís reactivada desde el Neógeno hasta el presente. Modificado de Bian et al. (2010). [1]

Recursos geológicos

El mapa esquemático muestra la distribución de los yacimientos de petróleo y gas en la cuenca de Junggar. La mayoría de ellos se acumulan en el área de elevación occidental. Modificado de Zhang et al. (2015). [25]

Sistema petrolero

La cuenca de Junggar contiene el tercer depósito de petróleo más grande de China. [3] Aproximadamente dos tercios del petróleo se pueden encontrar en el área de monoclinal Karamay-Urho. [3] Se formó en rocas sedimentarias de aguas profundas del Carbonífero y capas sedimentarias de lagos desde el Pérmico hasta el Terciario. [3] [26] Para los depósitos de petróleo y gas del Carbonífero en esta área, se movieron hacia arriba y se acumularon en las areniscas del período Pérmico y la era Mesozoica . [27] Luego, las capas se alteraron como ubicaciones de trampas estructurales por actividades tectónicas en la etapa posterior. [27] El petróleo es dominante en Karamay , Baikouquan, Urho, Dushanzi y Qigu . [26] [3] Los campos de petróleo y gas se pueden encontrar en la arenisca terciaria de Dushanzi. [3] [26] Además, se encuentran campos de gas en Karamay, así como en la región interior de la cuenca. [25]

Además, la capa profunda de Tian Shan en la cuenca sur de Junggar (incluido Urumqi ) también está disponible para los recursos petrolíferos. [26] El petróleo allí se formó debido a la rápida subsidencia, la dúctilidad regional con intrusión móvil y el corte transversal en anticlinales por la actividad orogénica (probablemente en el Neógeno) de Tian Shan. [26] [27] [28] Parte de las rocas sedimentarias que contienen petróleo se depositaron en el entorno del lago salado deficiente en oxígeno durante el Pérmico. [3] [28] El petróleo crudo en estas rocas sedimentarias se formó por restos de algas y humus. [3] [28]

Carbón

En la fosa de Tian Shan se encontró carbón bituminoso . [3] Se depositó en el entorno de lagos o pantanos en los períodos Jurásico Temprano a Medio. [3] Por ejemplo, la Formación Badaowan, Sangonghe y Xishanyao. [3] Se pueden recuperar alrededor de 18 gigatoneladas de carbón en la fosa de Tian Shan. [3] Además de la fosa de Tian Shan, el carbón se puede encontrar en la base del abanico aluvial y cerca del margen de los lagos en el margen este y oeste de la cuenca de Junggar. [3]

Yacimientos de mineral

Los depósitos minerales en la cuenca de Junggar se formaron principalmente en la era Paleozoica, lo que estuvo relacionado con el desarrollo tectónico. [5] Los siguientes son los depósitos minerales disponibles en la cuenca de Junggar: [5]

Véase también

Referencias

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