Bloque de corteza continental en el noreste de China, Mongolia Interior, el Mar Amarillo y Corea del Norte.
Elementos tectónicos que rodean el Cratón del Norte de China. El Cratón del Norte de China cubre un área de alrededor de 1,7x10 6 km 2 en el noreste de China, Mongolia Interior, el Mar Amarillo y Corea del Norte. Editado de Kusky, 2007 [1] y Zhao et al., 2005 [2]La ubicación del Cratón del Norte de China en Asia.
El Cratón del Norte de China es un bloque de corteza continental con uno de los registros más completos y complejos de procesos ígneos , sedimentarios y metamórficos de la Tierra . [1] Se encuentra en el noreste de China, Mongolia Interior , el Mar Amarillo y Corea del Norte . [1] El término cratón designa a este como un pedazo de continente que es estable, flotante y rígido. [1] [3] [4] Las propiedades básicas de la corteza cratónica incluyen ser gruesa (alrededor de 200 km), relativamente fría en comparación con otras regiones y baja densidad. [1] [3] [4] El Cratón del Norte de China es un cratón antiguo, que experimentó un largo período de estabilidad y se ajustaba bien a la definición de cratón. [1] Sin embargo, el Cratón del Norte de China experimentó posteriormente la destrucción de algunas de sus partes más profundas (descratonización), lo que significa que este pedazo de continente ya no es tan estable. [3] [4]
El Cratón del Norte de China fue al principio algunos bloques discretos y separados de continentes con actividades tectónicas independientes. [5] En el Paleoproterozoico (hace 2.500-1.800 millones de años), los continentes chocaron, se fusionaron e interactuaron con el supercontinente, creando cinturones de rocas metamórficas entre las partes antes separadas. [5] El proceso exacto de cómo se formó el cratón aún está en debate. Después de que se formó el cratón, permaneció estable hasta mediados del período Ordovícico (hace 480 millones de años). [4] Las raíces del cratón se desestabilizaron entonces en el Bloque Oriental y entraron en un período de inestabilidad. Las rocas formadas en los eones Arcaico y Paleoproterozoico (hace 4.600-1.600 millones de años) sufrieron una sobreimpresión significativa durante la destrucción de las raíces.
Además de los registros de actividades tectónicas, el cratón también contiene importantes recursos minerales, como minerales de hierro y elementos de tierras raras , y registros fósiles del desarrollo evolutivo. [6]
entorno tectónico
El Cratón del Norte de China consta de dos bloques, el bloque occidental y el bloque oriental, que están separados por un orógeno Trans-Norte de China. Los dos bloques tienen características distintas. [2] [1]
El Cratón del Norte de China cubre aproximadamente 1.500.000 km 2 de área [7] y sus límites están definidos por varias cadenas montañosas (cinturones orogénicos), el Cinturón Orogénico de Asia Central al norte, el Qilianshan Orogen al oeste, el Qinling Dabie Orogen al sur. y Su-Lu Orogen al este. [2] El cinturón intracontinental orógeno Yan Shan se extiende de este a oeste en la parte norte del cratón. [1]
El Cratón del Norte de China consta de dos bloques, el Bloque Occidental y el Bloque Oriental, separados por el Trans North China Orogen de 100 a 300 km de ancho, [2] que también se llama Cinturón Orogénico Central [1] o Cinturón Jin Yu . [8] El Bloque Oriental cubre áreas que incluyen el sur de Anshan - Benxi , el este de Hebei , el sur de Jilin , el norte de Liaoning , Miyun - Chengdu y el oeste de Shandong . Las actividades tectónicas, como los terremotos, aumentaron desde que comenzó la destrucción de las raíces de los cratones en el Fanerozoico . El Bloque Oriental se caracteriza por un alto flujo de calor, una litosfera delgada y muchos terremotos . [1] Experimentó una serie de terremotos con una magnitud de más de 8 en la escala de Richter , cobrándose millones de vidas. [1] La delgada raíz del manto, que es la parte más baja de la litosfera , es la razón de su inestabilidad. [1] El adelgazamiento de la raíz del manto provocó que el cratón se desestabilizara, debilitando la capa sismogénica , lo que luego permite que ocurran terremotos en la corteza. [1] Es posible que el Bloque Oriental alguna vez haya tenido una raíz de manto gruesa, como lo muestran las evidencias de xenolitos , pero parece haber sido adelgazada durante el Mesozoico . [1] El Bloque Occidental está ubicado en Helanshan -Qianlishan, Daqing -Ulashan, Guyang - Wuchuan , Sheerteng y Jining . [1] Es estable debido a la gruesa raíz del manto. [1] Aquí se produjo poca deformación interna desde el Precámbrico . [1]
Geología
Las rocas en el cratón del norte de China consisten en rocas de basamento del Precámbrico (hace 4.600 millones de años a 539 millones de años), con el circón más antiguo datado de hace 4.100 millones de años y la roca más antigua datada de hace 3.800 millones de años. [5] Las rocas precámbricas fueron luego cubiertas por rocas sedimentarias o rocas ígneas fanerozoicas (hace 539 millones de años hasta el presente). [9] Las rocas fanerozoicas en gran medida no sufren metamorfosis. [9] El Bloque Oriental está formado por gneises de tonalita-trondhjemita-granodiorita del Arcaico temprano a tardío (hace 3.8-3.0 mil millones de años) , gneises graníticos , algunas rocas volcánicas ultramáficas a félsicas y metasedimentos con algunos granitoides que se formaron en algunos eventos tectónicos 2.5 hace mil millones de años. [9] Estos están cubiertos por rocas paleoproterozoicas que se formaron en cuencas de rift . [9] El Bloque Occidental consiste en un basamento Arcaico (hace 2.600-2.500 millones de años) que comprende tonalita-trondhjemita-granodiorita, roca ígnea máfica y rocas sedimentarias metamorfoseadas. [9] El basamento Arcaico está cubierto discordantemente por cinturones de khondalita paleoproterozoicos , que consisten en diferentes tipos de rocas metamórficas, como el gneis granate silimanita que contiene grafito . [9] Los sedimentos se depositaron ampliamente en el Fanerozoico con diversas propiedades, por ejemplo, las rocas que contienen carbonato y carbón se formaron desde finales del Carbonífero hasta principios del Pérmico (hace 307-270 millones de años), cuando se formaron lutitas con arena púrpura en un Ambiente de lago poco profundo en el Triásico Temprano al Medio . [4] Aparte de la sedimentación, hubo seis etapas principales de magmatismo después de la decratonización fanerozoica . [4] Del Jurásico al Cretácico (hace 100-65 millones de años), las rocas sedimentarias a menudo se mezclaban con rocas volcánicas debido a las actividades volcánicas. [4]
Evolución tectónica
El Cratón del Norte de China experimentó complejos eventos tectónicos a lo largo de la historia de la Tierra. Los eventos de deformación más importantes son cómo los bloques microcontinentales colisionaron y se almagamaron para formar el cratón, y las diferentes fases de metamorfismo durante el Precámbrico , hace aproximadamente entre 3 y 1.600 millones de años. [9] En el mesozoico al Cenozoico (hace 146-2,6 millones de años), las rocas del basamento precámbrico fueron ampliamente reelaboradas o reactivadas. [9]
Tectónica Precámbrica (hace 4.600 millones de años a hace 1.600 millones de años)
Un diagrama del supercontinente de Columbia , que ocurrió en la época precámbrica . La parte roja es el bloque occidental del Cratón del Norte de China, la parte morada es el Bloque Oriental, la parte verde es el Orgen Trans-Norte de China y la parte azul son otros cinturones de colisión que se encuentran en el Cratón del Norte de China. Modificado de Zhao et al., 2011 [10] y Santosh, 2010. [11]Diagrama evolutivo del modelo de amalgama de cratones de 2,5 Ga [a] (primer modelo) (Mongolia Interior-Orógeno del Norte de Hebei) 1)-2) Había un antiguo sistema de rift causado por la retirada de la subducción en el Bloque Oriental, que luego se detuvo. [12] [13] 3) Se desarrolló una zona de subducción entre los bloques oriental y occidental, con algunas columnas de magma desarrolladas y exhumadas a medida que la placa se subducía. [12] [13] El Cratón del Norte de China finalmente se fusionó. [12] [13] 4) El Bloque Occidental interactuó además con un terreno de arco en el norte con una zona de subducción y formó el Orogen de Mongolia Interior-Norte de Hebei. [12] [13] 5) El Cratón del Norte de China chocó con el Supercontinente de Columbia , provocando deformación y metamorfismo en la región. [12] [13] Modificado de Kusky, 2011 [12] y Kusky, 2003 [13]
La tectónica precámbrica del Cratón del Norte de China es complicada. Diferentes académicos han propuesto diferentes modelos para explicar la tectónica del Cratón, con dos escuelas de pensamiento dominantes provenientes de Kusky (2003, [13] 2007, [1] 2010 [12] ) y Zhao (2000, [14] [9] 2005, [2] y 2012 [5] ). La principal diferencia en sus modelos es la interpretación de los dos eventos metamórficos precámbricos más importantes, que ocurrieron hace 2.500 millones de años y hace 1.800 millones de años respectivamente, en el Cratón del Norte de China. Kusky argumentó que el evento metamórfico de hace 2.500 millones de años correspondió a la fusión del Cratón a partir de sus bloques antiguos, [1] [13] [12] mientras que Zhao [2] [5] [9] [14] argumentó que el evento posterior fue el responsable de la fusión.
Modelo de Kusky: el modelo de fusión de cratones de 2,5 Ga
El modelo de Kusky propuso una secuencia de eventos que mostraban que los microbloques se fusionaron hace 2.500 millones de años. [13] [15] Primero, en la época Arcaica (hace 4.600-2.500 millones de años), la litosfera del cratón comenzó a desarrollarse. [13] [15] Algunos microbloques antiguos se fusionaron para formar los bloques oriental y occidental hace 3.800 a 2.700 millones de años. [13] [15] El tiempo de formación de los bloques se determina en función de la edad de las rocas encontradas en el cratón. [13] [15] La mayoría de las rocas del cratón se formaron hace unos 2.700 millones de años, y se descubrió que algunos pequeños afloramientos se formaron hace 3.800 millones de años. [13] [15] Luego, el Bloque Oriental sufrió una deformación, rompiéndose en el borde occidental del Bloque hace 2.700 a 2.500 millones de años. [12] Se han encontrado evidencias de un sistema de rift en el Cinturón Orogénico Central y datan de 2.700 millones de años. [13] Estos incluían ofiolita y restos de un sistema de rift. [13] [15]
La colisión y la fusión comenzaron a ocurrir en el Paleoproterozoico (hace 2.500 a 1.600 millones de años). [13] [15] Desde hace 2,5 a 2,3 mil millones de años, los bloques oriental y occidental colisionaron y se fusionaron, formando el Cratón del Norte de China con el Cinturón Orogénico Central en el medio. [1] [12] El límite del Cinturón Orogénico Central está definido por la geología Arcaica, que se extiende a 1600 km desde el oeste de Liaoning hasta el oeste de Henan . [13] Kusky propuso que el entorno tectónico de la fusión es un arco de islas , en el que se formó una zona de subducción que se inclina hacia el oeste. [13] [15] Los dos bloques luego se combinaron a través de una subducción hacia el oeste del Bloque Este. [13] El momento del evento de colisión se determina en función de la edad de cristalización de las rocas ígneas en la región y la edad del metamorfismo en el Cinturón Orogénico Central. [13] Kusky también creía que la colisión ocurrió justo después del evento de ruptura, como se ve en ejemplos de orógenos en otras partes del mundo, los eventos de deformación tienden a ocurrir estrechamente entre sí en términos de sincronización. [13] Después de la fusión del Cratón del Norte de China, el Orogen de Mongolia Interior y el Norte de Hebei en el Bloque Occidental se formó por la colisión de un terreno en arco y el margen norte del cratón hace 2.300 millones de años. [13] El terreno del arco se formó en un océano desarrollado durante la extensión poscolisión en el evento de amalgamación hace 2.500 millones de años. [13]
Además del evento de deformación a escala local, el cratón también interactuó y se deformó a escala regional. [13] [15] Interaccionó con el Supercontinente Columbia después de su formación. [12] El margen norte de todo el cratón chocó con otro continente durante la formación del supercontinente Columbia hace 1,92 a 1,85 mil millones de años. [12] [13] Por último, el entorno tectónico del cratón se volvió extensional y, por lo tanto, comenzó a salir del supercontinente Columbia hace 1.800 millones de años. [12]
Un diagrama de sección transversal del modelo de fusión de 1,8 Ga (el segundo modelo). [9] La fusión de los dos bloques fue causada por subducción. [9] La placa oceánica subducida provocó la hidratación de la litosfera, produciendo por tanto columnas de magma (indicadas en verde). [9] Más tarde contribuyeron a la formación del Trans North China Orogen. [9] Los 2 bloques colisionaron y se fusionaron aún más, formando el cinturón Khondalite, el cinturón Jiao-Liao-Ji y el Trans North China Orogen. [9] Después de que se formó el cratón, el Orógeno Trans Norte de China experimentó exhumación, rebote isostático y erosión, cambiando la orientación de las rocas en el orógeno. [9] Modificado de Zhao, 2000 [9]Un diagrama de vista de mapa que muestra la evolución del Cratón del Norte de China en el modelo de fusión de 1,85 Ga. [5] 1) El cratón comenzó como 3 bloques separados, el Bloque Yinshan, el Bloque Ordos y el Bloque Oriental con océanos entre ellos (hace 2.200 millones de años). [5] 2) Se desarrolló un sistema de ruptura en el Bloque Oriental que lo separó aún más en 2 bloques, el Longgang Nlock y el Bloque Langrim (hace 2,2-1,95 mil millones de años). [5] 3) El Bloque Yinshan y el Bloque Ordos se fusionaron hace 1.950 millones de años, formando el Cinturón Khondalite en el medio. [5] 4) El sistema de ruptura entre el Bloque Longgang y el Bloque Langrim se detuvo finalmente, lo que provocó que los bloques se fusionaran nuevamente en el Bloque Oriental, formando el Cinturón Jiao-Liao-Ji hace 1.900 millones de años. [5] 5) los bloques oriental y occidental finalmente se fusionaron hace 1.850 millones de años, formando el Orógeno Trans-Norte de China en el medio. [5] Modificado de Zhao, 2012. [5]
Modelo de Zhao: el modelo de fusión de cratones de 1,85 Ga
Zhao propuso otro modelo que sugiere que la fusión de los bloques oriental y occidental ocurrió hace 1.850 millones de años. [9] [14] [16] [17] La época Arcaica (hace 3.800-2.700 millones de años) fue una época de importante crecimiento de la corteza terrestre. [9] [14] [16] [17]
Los continentes comenzaron a crecer en volumen a nivel mundial durante este período, al igual que el Cratón del Norte de China. [2] [5] Las rocas preneoarqueanas (hace 4,6 a 2,8 mil millones de años) son solo una pequeña porción de las rocas del basamento, pero en el cratón se encontró circón de hasta 4,1 mil millones de años. [2] [5] Sugirió que la corteza Neoarqueana (hace 2,8-2,5 mil millones de años) del Cratón del Norte de China, que representa el 85% del basamento del Pérmico, se formó en dos períodos distintos. Primero, hace 2.800 a 2.700 millones de años, y luego, hace 2.600 a 2.500 millones de años, según los datos de la edad del circón. [2] [5] Zhao sugirió un modelo de plutón para explicar la formación de rocas metamórficas hace 2.500 millones de años. [2] [5] El manto neoarqueano (2,8–2,5 Ma) surgió y calentó el manto superior y la corteza inferior, lo que provocó un metamorfismo. [9]
En el Paleoproterozoico (hace 2,5 a 1,6 mil millones de años), el Cratón del Norte de China se fusionó en tres pasos, y la fusión final tuvo lugar hace 1,85 mil millones de años. [5] [9] Con base en las edades metamórficas en el Orógeno Trans Norte de China, se determina el ensamblaje y el proceso de formación del Cratón del Norte de China. [5] [9] Zhao propuso que el Cratón del Norte de China se formó a partir de 4 bloques, el Bloque Yinshan, el Bloque Ordos , el Bloque Longgang y el Bloque Langrim. [5] [9] Los bloques Yinshan y Ordos colisionaron y formaron el bloque occidental, creando el cinturón de Khondalite hace 1.950 millones de años. [5] [9] Para el Bloque Oriental, hubo un evento de ruptura en el Cinturón Jiao-Liao-Ji, que separó el Bloque Longgang y el Bloque Langrim con un océano antes de que el bloque se formara hace 2,1 a 1,9 mil millones de años. [5] [9] Se propone un sistema de rifting debido a cómo las rocas se metamorfosearon en el cinturón y se han encontrado rocas simétricas en ambos lados del cinturón. [5] [9] Hace alrededor de 1.900 millones de años, el sistema de rift en el cinturón Jiao-Liao-Ji cambió a un sistema subduccional y de colisión. [5] [9] El Bloque Longgang y el Bloque Langrim luego se combinaron, formando el Bloque Oriental. [5] [9] Hace 1.850 millones de años, el Orógeno Transnorte de China se formó por la colisión de los bloques oriental y occidental en un sistema de subducción hacia el este, con probablemente un océano entre los 2 bloques subducido. [2] [5] [9] [14]
Zhao también propuso un modelo sobre la interacción del Cratón del Norte de China con el Supercontinente de Columbia. [17] [18] Sugirió que el evento de formación del cratón hace 1.850 millones de años fue parte del proceso de formación del Supercontinente Columbia. [17] [18] El cratón también registró un evento de acreción hacia afuera del Supercontinente de Columbia después de su formación. [17] [18] El cinturón volcánico Xiong'er ubicado en el margen sur del cratón registró el evento de acreción del supercontinente en términos de una zona de subducción. [18] El Cratón del Norte de China se separó del Supercontinente hace 1.600 a 1.200 millones de años a través de un sistema de rift llamado zona de rift Zhaertai Bayan Obo, donde los umbrales máficos encontrados son una evidencia de tal evento. [18]
Los argumentos de Kusky y Zhao contra los otros modelos
Kusky y Zhao propusieron argumentos en contra del modelo del otro. Kusky argumentó que los eventos metamórficos de hace 1.800 millones de años encontrados por Zhao para probar el evento de amalgamación son solo la sobreimpresión del evento de colisión con el supercontinente de Columbia hace 1.850 millones de años. [12] El evento de colisión con el supercontinente de Columbia también reemplazó la litosfera con un nuevo manto, lo que afectaría la datación. [12] Otro argumento es que las rocas metamórficas encontradas hace 1.800 millones de años no se limitan al Cinturón Orogénico Central (o Cinturón Orogénico Trans-Norte de China). [12] También se encuentran en el Bloque Occidental, lo que indica que los eventos metamórficos fueron un evento de todo el cratón. [12] Zhao, por el contrario, argumentó que, basándose en las evidencias litológicas, por ejemplo, los bloques oriental y occidental deben haberse formado en entornos diferentes a la parte central hace 2.600 a 2.500 millones de años. [5] [17] Por lo tanto, habrían sido separados en ese momento. [5] [17] El afloramiento de plutones puede explicar el evento metamórfico ocurrido hace 2.500 millones de años. [5] [17] Zhao también argumentó que Kusky no ha proporcionado suficiente evidencia isotópica con respecto a los datos metamórficos. [5] [17] En contraste con el argumento de Kusky de que los eventos de deformación deberían seguirse uno al otro en lugar de permanecer quietos durante 700 millones de años, Zhao argumentó que hay muchos orógenos en el mundo que han permanecido quietos durante un largo período de tiempo sin ningún evento de deformación. [5] [17]
Otros modelos (modelo de 7 bloques de Zhai, modelo de 3 bloques de Faure y Trap, modelo de doble subducción de Santosh)
Este diagrama de vista de mapa muestra cómo Zhao propuso que los microbloques se habrían orientado y fusionado en el Cratón del Norte de China. Derivó el mapa basándose en la edad de los cinturones de piedra verde que se encuentran en el Cratón. Sugirió que el cinturón de piedras verdes se formó por la colisión de algunos microbloques. [19] [20] [21] El cinturón verde en el mapa muestra un cinturón de piedras verdes más joven, formado hace 2.500 millones de años, mientras que el cinturón amarillo muestra el cinturón de piedras verdes formado hace 2.600 a 2.700 millones de años. [19] [20] [21] (QH: Bloque Qianhuai, Bloque Jiaoliao: JL, Bloque Jining: JL, Bloque Xuchang: XCH, Bloque Xuhuai: XH, Bloque Alashan: ALS) Modificado de Zhai, 2011 [19]
Aparte de los modelos propuestos por Kusky y Zhao, existen otros modelos disponibles para explicar la evolución tectónica del Cratón del Norte de China. Uno de los modelos lo propone Zhai. [19] [20] [21] Estuvo de acuerdo con Kusky en el marco temporal de los eventos deformaciones ocurridos en el Cratón del Norte de China. [19] También propuso que el continente creció hace alrededor de 2,9 a 2,7 mil millones de años, fusionándose hace 2,5 mil millones de años y deformándose hace alrededor de 2,0 a 1,8 mil millones de años debido a sus interacciones con el Supercontinente de Columbia. [19] El mecanismo detrás de estos eventos tectónicos es un sistema de subducción y ruptura, que es similar a los dos modelos propuestos por Kusky y Zhao. [19] Hay una diferencia importante entre la teoría de Zhai y los modelos antes mencionados: propuso que el Cratón del Norte de China, en lugar de simplemente fusionarse y formarse a partir de los bloques oriental y occidental, se fusionó a partir de un total de 7 bloques antiguos. [19] [20] [21] Zhai descubrió que las rocas metamórficas de alta ley, un buen indicador de eventos de amalgamación, se han observado en todo el cratón, no solo restringidas al Orógeno Trans-Norte de China o al Cinturón Orogénico Central. [19] [20] [21] Luego propuso que debió haber más bloques que participaron en el proceso de amalgamación para explicar la presencia de cinturones de rocas metamórficas de alto grado, que debieron haberse formado en un evento de fuerte deformación. que creó un ambiente de alta presión y alta temperatura. [19] [20] [21]
Este diagrama de sección transversal muestra cómo el Cratón del Norte de China se fusionó en el modelo Faure y Trap. Propusieron que el Orogen Trans-Norte de China que se menciona en el modelo de Zhao y Kusky es en realidad un bloque separado. [22] [23] [24] Hay 2 eventos de colisión y fusión propuestos por Faure y Trap. [22] [23] [24] Hace 2.100 millones de años, el Océano Taiahng se cerró con el Bloque Oriental y el Bloque Fuping fusionados a través de la Sutura Taihang (THS). [22] [23] [24] Hace 1,9 a 1,8 mil millones de años, el Océano Lüliang se cerró y los Bloques Oriental y Occidental finalmente se fusionaron formando la Sutura Trans-Norte de China (TNCS). [22] [23] [24] Modificado de Trap y Faure, 2011. [25]
Faure y Trap propusieron otro modelo basado en la datación y las evidencias estructurales que encontraron. [22] [23] [24] Utilizaron métodos de datación Ar-Ar y U-Pb y evidencias estructurales que incluyen divisiones, lineamientos y datos de buzamiento y rumbo para analizar la historia precámbrica del cratón [ 22] [23] [24] El momento de la fusión final en su modelo está en línea con el momento propuesto por Zhao, también hace entre 1.800 y 1.900 millones de años, pero también se ha sugerido otro momento de deformación significativa (hace 2.100 millones de años). [22] [23] [24] La división de microbloques se desvió del modelo de Zhao. [22] [23] [24] Faure y Trap identificaron 3 bloques continentales antiguos, los bloques oriental y occidental, iguales al modelo de Zhao, así como el bloque Fuping, que difiere del Orogen Trans-Norte de China en el modelo de Zhao. [22] [23] [24] Los 3 bloques estaban separados por dos océanos, que eran el océano Taihang y el océano Lüliang. [22] [23] [24] También han propuesto la secuencia y el momento de los hechos ocurridos. [22] [23] [24] Hace alrededor de 2.100 millones de años, el Océano Taihang se cerró con el Bloque Oriental y el Bloque Fuping fusionados a través de la Sutura Taihang. [22] [23] [24] Hace entre 1.900 y 1.800 millones de años, el océano Lüliang se cerró, promoviendo la fusión de los bloques oriental y occidental. [22] [23] [24]
Santosh propuso un modelo para explicar el rápido ritmo de fusión de los bloques continentales, proporcionando así una mejor imagen de los mecanismos de cratonización del Cratón del Norte de China. [11] [26] Para el período de tiempo de los eventos deformacionales, en general estuvo de acuerdo con el modelo de Zhao basado en datos metamórficos. [11] [26] Proporcionó una nueva idea para explicar la dirección de subducción de las placas durante la amalgamación, donde el modelo de amalgamación de cratones de 2,5 Ga sugería una subducción hacia el oeste, y el modelo de amalgamación de cratones de 1,85 Ga sugería una subducción hacia el este. [11] [26] Hizo un extenso mapeo sísmico sobre el cratón , utilizando ondas P y ondas S. [11] [26] Descubrió rastros de una placa subducida en el manto, lo que indicaba la posible dirección de subducción de la placa antigua. [11] [26] Encuentra que el bloque Yinshan (parte del bloque occidental) y el bloque Yanliao (parte del bloque oriental) se subdujeron hacia el centro alrededor del bloque Ordos (parte del bloque occidental)., [11] [26] en el que el bloque Yinshan se subducía hacia el este, hacia el bloque Yanliao. [11] [26] El bloque Yinshan se subdujo aún más hacia el sur hasta el bloque Ordos. [11] [26] Por lo tanto, el Bloque Ordos estaba experimentando una doble subducción, lo que facilitó la fusión de diferentes bloques del cratón y sus interacciones con el Supercontinente Columbia. [11] [26]
Historia fanerozoica (hace 539 millones de años hasta la actualidad)
El cratón del norte de China permaneció estable durante mucho tiempo después de la fusión del cratón. [1] [4] Hubo sedimentos gruesos depositados desde el Neoproterozoico (hace 1000 a 539 millones de años). [1] [4] Las rocas sedimentarias paleozoicas planas registraron extinción y evolución . [27] [4] El centro del cratón permaneció estable hasta mediados del Ordovícico (hace 467-458 millones de años), debido al descubrimiento de xenolitos en la litosfera más antigua en diques de kimberlita . [4] Desde entonces, el cratón del norte de China entró en un período de destrucción del cratón, lo que significa que el cratón ya no era estable. [1] [4] La mayoría de los científicos definieron la destrucción de un cratón como el adelgazamiento de la litosfera, perdiendo así rigidez y estabilidad. [1] [4] [28] Un evento de adelgazamiento de la litosfera a gran escala tuvo lugar especialmente en el bloque oriental del cratón, lo que provocó deformaciones y terremotos a gran escala en la región. [1] [4] [28] El gradiente de gravedad mostró que el Bloque Oriental permanece delgado hasta el día de hoy. [1] [29] El mecanismo y el momento de la destrucción de los cratones aún están bajo debate. Los científicos propusieron cuatro eventos de deformación importantes que posiblemente podrían conducir o contribuir a la destrucción de cratones, a saber, la subducción y el cierre del océano Paleoasiático en el Carbonífero al Jurásico (hace 324-236 millones de años), [1] [4] la colisión del Triásico tardío del Cratón del Yangtze y Cratón del Norte de China (hace 240-210 millones de años), [29] [30] [31] [32] [33] [34] [35] Subducción jurásica de la placa Paleo-Pacífico (200-100 millones de años hace) [28] [36] [37] y el colapso de los orógenos en el Cretácico (hace 130-120 millones de años). [1] [4] [38] [39] [40] [41] En cuanto al mecanismo de desestabilización, se podrían generalizar 4 modelos. Son el modelo de subducción, [1] [28] [32] [37] [29] [30] el modelo de extensión [4] [33] [38] [41] el modo de cobertura de magma, [39] [40] [42] [43] [44] y el modelo de plegado litosférico.[32]
Este es un mapa que muestra los diferentes elementos tectónicos cerca del Cratón del Norte de China en el Fanerozoico. [41] Los elementos incluyen la zona de sutura de Solonker en el norte, la zona de subducción Paleo-Pacífico en el este y Qinling Dabie Orogen en el sur. [41] Modificado de Zhu, 2015 [41]
Cronología de la destrucción de cratones
En el Fanerozoico se produjeron varios eventos tectónicos importantes , especialmente en los márgenes del Bloque Oriental. Se planteó la hipótesis de que algunos de ellos habían causado la destrucción del cratón.
Las líneas verdes en este mapa de espesor litosférico son líneas de contorno de profundidad litosférica, lo que significa que la litosfera tiene la profundidad especificada en esa posición. [29] Una zona en el Bloque Oriental tiene una litosfera especialmente adelgazada. [29] Modificado de Windley, 2010, [29]
Carbonífero al Jurásico Medio (hace 324-236 millones de años) --- Subducción y cierre del Océano Paleoasiático. [1] [4]
Las zonas de subducción estaban ubicadas en el margen norte donde los continentes crecieron mediante acreción . [1] [4] Se produjo la sutura de Solonker y, por lo tanto, se cerró el océano Paleoasiático. [1] [4]
Hubo 2 fases de afloramiento de magma, una ocurrió hace 324-270 millones de años, mientras que otra ocurrió hace 262-236 millones de años. [1] [4] Rocas como granitos sincolisionales , complejos centrales metamórficos y granitoides se produjeron con magma de derretimientos parciales de las rocas precámbricas . [1] [4]
Dado que se encontraron sedimentos marinos en la mayor parte del cratón, excepto en la parte norte, se puede concluir que el cratón todavía estaba relativamente estable después de este evento de deformación. [4]
Triásico Tardío (hace 240-210 millones de años) --- Asamblea del Cratón del Norte de China y el Cratón Yang Tze. [1] [4]
La sutura entre el Cratón del Norte de China y el Cratón Yang Tze fue causada por una subducción profunda y una colisión, creando Qinling -Dabie Orogen. [1] [4] [32] Esto está respaldado por evidencia mineral, como diamantes , eclogitas y gneis félsicos . [1] [32]
El magmatismo prevalecía en el lado oriental y el magma formado en este período era relativamente joven. [1] [4] El magmatismo fue causado en gran medida por la colisión entre dos cratones. [1] [4]
La acreción terrestre, la colisión continente-continente y la extrusión en el área provocaron varias etapas de metamorfismo. [1]
Las evidencias de diversas dataciones isotópicas (por ejemplo, datación con circón U-Pb) [30] [31] [32] y análisis de composición [30] mostraron que la litosfera del Cratón Yang Tze estaba debajo del Cratón del Norte de China en alguna parte del Este. Bloque, y que la muestra de magma era joven en relación con el período en que se formaron. [1] [4] [30] [31] [32] Esto muestra que la antigua litosfera inferior fue reemplazada ampliamente y, por lo tanto, adelgazada. [1] [4] [30] [31] [32] Por lo tanto, se propone que este período sea el momento en que ocurrió la destrucción del cratón. [1] [4] [30] [31] [32]
Jurásico (hace 200-100 millones de años) --- Subducción de la Placa Paleo-Pacífico [1] [4]
La Placa del Pacífico se subdujo hacia el oeste a medida que se cerró la cuenca oceánica al norte del cratón. Probablemente se trataba de un entorno de margen continental activo. [1] [4] [28] [36] [37]
La falla Tan-Lu se encuentra en el lado este del cratón. [45] El momento de su formación es discutible. Algunos argumentaron que se formó en el Triásico mientras que otros sugirieron que se formó en el Cretácico . [45] La falla tenía unos 1000 km de longitud y se extendía hasta Rusia. [45] Probablemente fue causado por una colisión con el Cratón del Sur de China o por una convergencia oblicua con las placas del Pacífico y Asia. [1] [45]
Los científicos estudiaron la composición química de las rocas para determinar su origen y proceso de formación, [28] y también estudiaron la estructura del manto. [36] Los estudios muestran que la litosfera inferior en este período fue recién inyectada. [28] [36] El nuevo material siguió la tendencia norte-noreste, [28] [36] de lo que se concluyó que la subducción de la Placa del Pacífico provocó la eliminación de la antigua litosfera y, por lo tanto, adelgazó el cratón. [28] [36]
Cretácico (hace 130-120 millones de años) --- Colapso del Orógeno [1] [4]
Este es un período en el que el modo de la tectónica pasó de la contracción a la extensión. [1] [4] Esto resultó en el colapso del orógeno formado en el Jurásico al Cretácico . [1] [4] El cinturón orogénico y la meseta (meseta de colisión de Hubei y cinturón de Yanshan) comenzaron a colapsar y formaron complejos centrales metamórficos con fallas normales. [4] [1]
Bajo la influencia del campo de tensiones extensionales, se formaron cuencas , por ejemplo, la cuenca de la bahía de Bohai . [46]
El magmatismo prevalecía y los estudios isotópicos mostraron que la composición del manto cambió de enriquecida a empobrecida, lo que demostró que nuevos materiales estaban reemplazando la raíz del manto. [42] [39] [38] [37] [36] [4] La evidencia proviene del análisis de isótopos de hafnio (Hf), [38] [47] [48] [49] [50] estudios de xenolitos de circón, [39] [42] y análisis de las rocas metamórficas. [42]
Este es un diagrama que muestra un ejemplo del modelo de subducción de Kusky, 2007. 1) las placas se subducen debajo del Cratón del Norte de China cerca del margen en el Paleozoico y la mayor parte del cratón permanece relativamente estable. [1] La subducción generó fluidos que debilitaron la corteza inferior. [1] Al mismo tiempo, la subducción aumentó la densidad de la litosfera inferior. [1] 2) y 3) En el Mesozoico, el Cratón del Norte de China comienza a experimentar deformación. [1] Las colisiones en el norte y el sur provocaron el desprendimiento de la debilitada litosfera inferior. [1] Modificado de Kusky, 2007 [1]
Causas de la destrucción de cratones.
Las causas del evento de destrucción de cratones y el adelgazamiento de la litosfera del Bloque Oriental son complicadas. Se pueden generalizar cuatro modelos a partir de los diferentes mecanismos propuestos por los científicos.
Modelo de subducción
Este modelo explicaba la subducción como la principal causa de la destrucción del cratón. Es un modelo muy popular.
La subducción de la placa oceánica también provoca la subducción del agua dentro de la litosfera. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31] A medida que el fluido encuentra altas temperaturas y presiones al ser subducido, el fluido se libera, debilitando la corteza y el manto debido al bajo punto de fusión de rocas. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
La subducción también provoca el engrosamiento de la corteza en la placa superior. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31] Una vez que la corteza demasiado espesa colapsa, la litosfera se adelgazaría. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
La subducción provoca la formación de eclogita porque las rocas están sometidas a altas temperaturas y presiones; por ejemplo, la placa subducida queda profundamente enterrada. [1] [28] [32] [37] [29] [30] Por lo tanto, provocaría el desprendimiento y el retroceso de la losa , adelgazando la litosfera. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
La subducción ocurrió ampliamente en el Fanerozoico, incluida la subducción y el cierre del Océano Paleoasiático en el Carbonífero al Jurásico Medio , la subducción del Cratón Yang Tze bajo el Cratón del Norte de China en el Triásico Tardío , [30] [29] [37] [31] y subducción de la Placa Paleo-Pacífico en el Jurásico y el Cretácico [1] [28] como se mencionó en la parte anterior. Por lo tanto, el modelo de subducción puede utilizarse para explicar el evento de destrucción de cratones propuesto en diferentes períodos.Este es un diagrama que muestra cómo la litosfera puede adelgazarse al retirarse la subducción. La estrella amarilla muestra dónde se encuentra la litosfera adelgazada. La litosfera se adelgazó porque la placa subductora retrocede más rápido de lo que la placa superior podría migrar hacia adelante. [38] Como resultado, la placa superior estiró su litosfera para alcanzar el retroceso, lo que resultó en un adelgazamiento de la litosfera. [38] Modificado de Zhu, 2011. [38]
Modelo de extensión
Hay 2 tipos de extensión litosférica, subducción en retroceso y colapso de orógenos. [4] [33] [38] [41] Ambos se han utilizado para explicar el adelgazamiento litosférico ocurrido en el Cratón del Norte de China. [33] [41] [4] [38]
El sistema de subducción en retroceso significa que la placa de subducción se mueve hacia atrás más rápido que la placa superior se mueve hacia adelante. [41] [4] [38] La placa superior se extiende para llenar el espacio. [41] [4] [38] Con el mismo volumen de litosfera pero extendido a un área mayor, la placa superior se adelgaza. [41] [4] [38] Esto podría aplicarse a diferentes eventos de subducción en el Fanerozoico. [41] [4] [38] Por ejemplo, Zhu propone que la subducción del Océano Paleo-Pacífico fue un sistema de subducción en retirada, que causó el adelgazamiento de la litosfera en el Cretácico. [4] [38] [41]
El colapso del orógeno introduce una serie de fallas normales (por ejemplo, fallas de estantería) y adelgaza la litosfera. [33] El colapso de los orógenos es muy común en el Cretácico. [33]
Modelo de revestimiento de magma
Este modelo sugiere que el magma joven y caliente está muy cerca de la corteza. [39] [40] [42] [43] [44] El calor luego derrite y adelgaza la litosfera, provocando el afloramiento de la astenosfera joven . [39] [40] [42] [43] [44]
El magmatismo prevaleció durante todo el Fanerozoico debido a los extensos eventos de deformación. [39] l [42] [40] [43] [44] Por lo tanto, este modelo puede usarse para explicar el adelgazamiento litosférico en diferentes períodos de tiempo. [39] [42] [40] [43] [44]Este es un diagrama que muestra cómo se puede adelgazar la litosfera plegando el mapa y la sección transversal. El plegamiento ocurre cuando el Cratón Yang Tze y el Cratón del Norte de China chocaron. [32] Se desarrollaron puntos semanales y eclogitas densas en la corteza inferior. [32] Posteriormente se fragmentan y se hunden debido a la convección de la astenosfera. [32] Editado de Zhang, 2011. [32]
Modelo plegable de astosfera
Este modelo se propone específicamente sobre cómo el Cratón Yang Tze y el Cratón del Norte de China colisionaron y adelgazaron la litosfera. [32]
La colisión de los 2 cratones engrosó primero la corteza mediante plegamiento. [32] La eclogita se formó en la corteza inferior, lo que hizo que la corteza inferior fuera más densa. [32] También se desarrollaron nuevas zonas de cizallamiento en la corteza inferior. [32]
La astenosfera convección y se filtró en puntos débiles desarrollados en las zonas de cizallamiento inferiores de la corteza. [32] La pesada corteza inferior se fragmentó y se hundió en la litosfera. [32] La litosfera del Cratón del Norte de China luego se adelgazó. [32]
Bioestratigrafía
Fósil de trilobites que posiblemente pueda usarse para bioestratigrafía y para comprender la evolución y la extinción.
El Cratón del Norte de China es muy importante en términos de comprensión de la bioestratigrafía y la evolución. [27] [6] En el Cámbrico y Ordovícico , las unidades de piedra caliza y carbonato mantuvieron un buen registro de bioestratigrafía y por lo tanto son importantes para estudiar la evolución y la extinción masiva . [27] [6] La plataforma del norte de China se formó a principios del Paleozoico. [27] [6] Había sido relativamente estable durante el Cámbrico y, por lo tanto, las unidades de piedra caliza se depositan con relativamente pocas interrupciones. [27] [6] Las unidades de piedra caliza se depositaron en un ambiente submarino en el Cámbrico. [27] [6] Estaba delimitado por fallas y cinturones, por ejemplo, la falla de Tanlu. [27] [6] Las unidades sedimentarias de carbonato del Cámbrico y Ordovícico se pueden definir por seis formaciones: Liguan, Zhushadong, Mantou, Zhangxia, Gushan, Chaomidian. [27] [6] Se pueden recuperar diferentes muestras de trilobites en diferentes estratos, formando biozonas . [27] [6] Por ejemplo, zona de faltawelderia tenuilimbata (un tipo de trilobites) en la formación Gushan. [27] [6] Las biozonas de trilobites pueden ser útiles para correlacionar e identificar eventos en diferentes lugares, como identificar secuencias de discordancia de biozonas faltantes o correlacionar eventos que suceden en un bloque vecino (como el bloque Tarim). [27] [6]
La secuencia de carbonatos también puede tener importancia evolutiva porque indica eventos de extinción como los biomeros en el Cámbrico. [51] Los biomeros son pequeños eventos de extinción definidos por la migración de un grupo de trilobites, familia Olenidae , que había vivido en ambientes de aguas profundas. [51] Los trilobites Olenidae migraron a regiones marinas poco profundas, mientras que los otros grupos y familias de trilobites se extinguieron en ciertos períodos de tiempo. [51] Se especula que esto se debe a un cambio en las condiciones del océano, ya sea una caída en la temperatura del océano o una caída en la concentración de oxígeno. [51] Afectaron la circulación y el entorno de vida de las especies marinas. [51] El entorno marino poco profundo cambiaría drásticamente, asemejándose a un entorno de aguas profundas. [51] Las especies de aguas profundas prosperarían, mientras que las otras especies se extinguirían. Los fósiles de trilobites en realidad registran importantes procesos de selección natural. [51] La secuencia de carbonatos que contiene los fósiles de trilobites es, por tanto, importante para registrar el paleoambiente y la evolución. [51]
Recursos minerales en el Cratón del Norte de China
El Cratón del Norte de China contiene abundantes recursos minerales que son muy importantes desde el punto de vista económico. Con las complejas actividades tectónicas en el Cratón del Norte de China, los depósitos de mineral también son muy ricos. La deposición de mineral se ve afectada por la interacción atmosférica y la hidrosfera y la evolución de la tectónica primitiva a la tectónica de placas moderna. [52] La formación de minerales está relacionada con la fragmentación y el ensamblaje de supercontinentes . [52] Por ejemplo, el cobre y el plomo depositados en rocas sedimentarias indicaron una ruptura y, por lo tanto, la fragmentación de un continente; El cobre, los depósitos de mineral de sulfuro masivo vulcanógeno (depósitos de mineral VMS) y los depósitos de oro orogénico indicaron subducción y tectónica convergente, es decir, amalgama de continentes. [52] Por lo tanto, la formación de un determinado tipo de mineral está restringida a un período específico y los minerales se forman en relación con eventos tectónicos. [52] A continuación se explican los depósitos de mineral según el período en que se formaron.
Depósitos minerales
Neoarcano tardío (hace 2.800-2.500 millones de años)
Todos los depósitos de este período se encuentran en cinturones de piedra verde , que es un cinturón lleno de rocas metamórficas. Esto es consistente con la actividad tectónica activa en el Neoarqueano . [2] [52]
Ejemplo de formación de hierro en bandas de otra parte del mundo.
Las formaciones de hierro en bandas (BIF) pertenecen a facies de granulita y están ampliamente distribuidas en las unidades metamorfoseadas. La edad del mineral se define mediante análisis isotópico de datación con hafnio ]. [53] Están intercaladas con rocas volcánicas-sedimentarias. [52] También pueden ocurrir como algunas otras características: capas desmembradas, lentes y boudins . [52] Todas las apariciones de hierro están en forma de óxido , rara vez en forma de silicato o carbonato . [52] Al analizar su composición de isótopos de oxígeno , se sugiere que el hierro se depositó en un ambiente de mar poco profundo débilmente oxidado. [52] [53] Hay cuatro regiones donde se encuentran extensos depósitos de hierro: Anshan en el noreste de China, el este de Hebei , Wutai y Xuchang -Huoqiu. [52] La formación de bandas de hierro Cratón del norte de China contiene la fuente más importante de hierro en China. Consta de más del 60% al 80% de las reservas de hierro del país. [52]
Los depósitos de oro del cinturón de piedras verdes neoarqueanos se encuentran en Sandaogou (lado noreste del Cratón del Norte de China). [52] [54] Los depósitos de oro del tipo cinturón de piedra verde no se encuentran comúnmente en el cratón porque la mayoría de ellos fueron reelaborados en el Mesozoico, por lo que parecían estar en alguna otra forma. [52] Sin embargo, a diferencia de otros ejemplos cratónicos en el mundo, los depósitos de oro del cinturón de piedra verde deberían ser abundantes en primer lugar. [52]
Paleoproterozoico (hace 2,5 a 2,6 mil millones de años)
Las rocas metamórficas de temperaturas ultraaltas encontradas en el período Paleoproterozoico indican el inicio de la tectónica moderna. [52] [55] También ocurrieron grandes eventos de oxigenación (GOE) en este período y marcaron el comienzo de un cambio de un ambiente pobre en oxígeno a uno rico en oxígeno. [52] [55] Hay dos tipos de minerales que se encuentran comúnmente en este período. [52] [55] Son depósitos de cobre-plomo, zinc y magnesita - boro .
Los depósitos de cobre, plomo y zinc (Cu-Pb-Zn) se depositaron en cinturones móviles de configuración colisional, que se encontraban en un sistema de rift y subducción . [55] Los depósitos de cobre se encuentran en el área de Zhongtiaoshan de la provincia de Shanxi . [52] [55] La secuencia de khondalita , que son rocas metamórficas de alta temperatura, y el grafito a menudo se encuentran junto con los depósitos de mineral. [52] Se han encontrado algunos tipos de depósitos de mineral y cada uno de ellos corresponde a un entorno de formación diferente. [52] Cu-Pb-Zn se formó en depósitos VMS metamorfoseados, depósitos de Cu-Mo se formaron en complejos de arco acrecionados, mientras que los depósitos de cobre-cobalto Cu-Co se formaron en un ambiente intrusivo. [52] [55]
Magnesita : los depósitos de boro se formaron en secuencias sedimentarias en entornos de lagunas marinas poco profundas relacionadas con el rift. [52] Fue una respuesta al gran evento de oxidación como se ve por su contenido isotópico. [52] En el cinturón móvil de Jiaoliao, el GOE cambió la relación isotópica de 13 C y 18 O a medida que la roca experimentaba recristalización e intercambio de masa. [52] El mineral también permite a las personas comprender mejor el sistema del Evento de Oxidación Global, por ejemplo, mostrando el cambio químico atmosférico exacto durante ese período. [52]
Mesoproterozoico (hace 1.600-1.000 millones de años)
Producción de REE en todo el mundo
Un sistema de elementos de tierras raras: hierro-plomo-zinc (REE-Fe-Pb-Zn) se formó a partir de un rifting extensional con afloramiento del manto y, por lo tanto, fraccionamiento del magma. [56] [52] Hubo múltiples eventos de ruptura que resultaron en la deposición de minerales de hierro y la aparición de elementos de tierras raras estuvo estrechamente relacionada con los diques de hierro y carbonatita . [56] [52] El sistema REE-Fe-Pb-Zn se produce en una sucesión volcánica y sedimentaria alterna. [56] [52] Además de REE, LREE (elementos ligeros de tierras raras) también se encuentran en los diques de carbonatita. [56] [52] Los elementos de tierras raras tienen importantes implicaciones industriales y políticas en China. [56] [52] China está cerca de monopolizar la exportación de elementos de tierras raras en todo el mundo. [56] [52] Incluso Estados Unidos depende en gran medida de elementos de tierras raras importados de China, [56] [52] mientras que los elementos de tierras raras son esenciales en las tecnologías. [57] [58] Los elementos de tierras raras pueden producir imanes permanentes de alta calidad y, por lo tanto, son insustituibles en la producción de tecnologías y aparatos eléctricos, incluidos televisores, teléfonos, turbinas eólicas y láseres. [57] [58]
Paleozoico (hace 539-350 millones de años)
Un sistema de cobre- molibdeno (Cu-Mo) se originó tanto en el Cinturón Orogénico de Asia Central (Norte) como en el Cinturón Orogénico de Qinling (Sur). [52]
Describió los procesos tectónicos del margen norte del Cratón del Norte de China en el Paleozoico. [1] [52] El evento de subducción y colisión provocó que los minerales se depositaran en el borde de la corteza continental. [1] [52] Se indica el lugar donde se depositó el Cu-Mo. [1] [52] Editado de Zhai y Santos, 2013 y Kusty et al., 2007 [1] [52]
Los depósitos de mineral del cinturón Orgénico de Asia Central se produjeron en complejos de arco. [52] Se formaron a partir del cierre del océano paleoasiático. [52] La subducción generó mineralización de cobre y molibdeno Cu-Mo en los márgenes del bloque de la litosfera. [52] [59] [60] Los depósitos de Duobaoshan Cu y Bainaimiao Cu-Mo se encuentran en granodiorita . [52] [59] Los depósitos de Tonghugou se encuentran con el mineral de cobre calcopirita . [52] El norte de China albergaba una gran reserva de molibdeno con más de 70 yacimientos encontrados en el margen norte del cratón. [52]
Los depósitos minerales en el margen sur del Cratón del Norte de China están junto al cinturón orogénico de Qinling . [52] [59]
Algunos depósitos se formaron durante la fusión de los bloques del norte y del sur de China. [52] Un proceso de rifting-subducción-colisión en la zona de sutura de Danfeng generó depósitos VMS (Cu-Pb-Zn) en el área del arco y una cuenca de falla marginal. [52] [59]
Durante la apertura de los océanos Paleo-Qinling en este período, se formaron depósitos de níquel -cobre con cuerpos de gabro de peridotita y los minerales se pueden encontrar en Luonan . [52] [59]
Mesozoico (hace 251-145 millones de años)
Los depósitos de oro (Au) en el Mesozoico son muy abundantes. [52] [61] El entorno de formación del oro incluye mineralización intercontinental, destrucción de cratones y reemplazo del manto. [52] El origen del oro proviene de las rocas del basamento precámbrico del complejo Jiaodong y del manto subyacente que sufrió un metamorfismo de alto grado cuando fue invadido por granitoides mesozoicos. [52] [61] El mayor grupo de depósitos de oro en China se encuentra en la península de Jiaodong (al este de la provincia de Shandong ). [52] [61] El área produjo una cuarta parte de la producción de oro del país, pero consistió sólo en el 0,2% del área de China. [52] Los tres subgrupos de depósitos de oro en el norte de China son Linglong, Yantai y Kunyushan, respectivamente. [52]
producción de diamantes
China produce diamantes desde hace más de 40 años en el Cratón del Norte de China. [62] Al principio, los diamantes se producían a partir de depósitos aluviales, pero más tarde la tecnología mejoró y ahora los diamantes se producen a partir de fuentes de kimberlítica . [62] Hay dos minas de diamantes principales en China, la mina Changma 701 del Cuerpo de Diamantes de China en la provincia de Shandong y la mina Wafangdian en la provincia de Liaoning . [62] El primero operó durante 34 años y produjo 90.000 quilates de diamantes al año. [62] Esta última producía 60.000 quilates al año, pero su actividad minera cesó en 2002. [62]
Se colocaron diques y tuberías de kimberlita con diamantes durante el Ordovícico en la corteza Arcaica hace entre 450 y 480 millones de años y nuevamente en el Terciario . [62] Acontecimientos edificantes hicieron que la kimberlita quedara expuesta. [62] Las dos minas existen a lo largo de diques estrechos y discontinuos alrededor de la falla de Tan Lu. [62] Las kimberlitas porfídicas a menudo se presentan con una matriz de otros materiales, como olivino serpentinizado y flogopita o biotita , y fragmentos de brecha . [62] La aparición de diamantes con diferentes materiales provocó una diferencia en el grado, la distribución del tamaño y la calidad del diamante. [62] Por ejemplo, los diamantes de la mina Changma 701 del Cuerpo de Diamantes de China valen 40 dólares estadounidenses por quilate, mientras que los diamantes de la mina Wafangdian valen hasta 125 dólares estadounidenses por quilate. [62]
a. ^ Ga es la forma abreviada de hace mil millones de años; Ma es la forma corta de hace millones de años.
Referencias
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak al am an ao ap aq ar as at au av aw ax ay az ba bb bc bd be bf bg bh bi bj bk bl bm bn bo bp bq br bs bt bu bv bw bx por bz ca Kusky, TM; Windley, BF; Zhai, M.-G. (2007). "Evolución tectónica del Bloque del Norte de China: de orógeno a cratón a orógeno". Sociedad Geológica, Londres, Publicaciones especiales . 280 (1): 1–34. Código Bib : 2007GSLSP.280....1K. doi :10.1144/sp280.1. S2CID 129902429.
^ abcdefghijklmnop Zhao, Guochun; Sol, Min; Wilde, Simón A.; Sanzhong, Li (2005). "Evolución del Arcaico tardío al Paleoproterozoico del cratón del norte de China: cuestiones clave revisadas". Investigación precámbrica . 136 (2): 177–202. Código Bib : 2005PreR..136..177Z. doi : 10.1016/j.precamres.2004.10.002 .
^ abc Jordania, Thomas H. (1 de julio de 1975). "La tectosfera continental". Reseñas de Geofísica . 13 (3): 1–12. Código Bib : 1975RvGSP..13....1J. doi :10.1029/rg013i003p00001. ISSN 1944-9208.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak al am an ao ap aq ar como en au av aw ax ay az Zhu, Ri-Xiang; Yang, Jin-Hui; Wu, Fu-Yuan (2012). "Momento de la destrucción del Cratón del Norte de China". Litos . 149 : 51–60. Código Bib : 2012 Litho.149...51Z. doi :10.1016/j.lithos.2012.05.013.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak Zhao, Guochun; Zhai, Mingguo (2013). "Elementos litotectónicos del basamento precámbrico en el cratón del norte de China: revisión e implicaciones tectónicas". Investigación de Gondwana . 23 (4): 1207-1240. Código Bib : 2013GondR..23.1207Z. doi :10.1016/j.gr.2012.08.016.
^ abcdefghijk Myrow, Paul M.; Chen, Jitao; Snyder, Zachary; Leslie, Esteban; Fike, David A.; Fanning, C. Mark; Yuan, Jinliang; Tang, Peng (2015). "Historia deposicional, tectónica y procedencia del intervalo fronterizo Cámbrico-Ordovícico en el margen occidental del bloque del norte de China". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 127 (9–10): 1174–1193. Código Bib : 2015GSAB..127.1174M. doi :10.1130/b31228.1.
^ Él, Chuansong; Dong, Shuwen; Santosh, M.; Li, Qiusheng; Chen, Xuanhua (1 de enero de 2015). "Destrucción del Cratón del Norte de China: una perspectiva basada en el análisis de la función del receptor". Revista Geológica . 50 (1): 93-103. doi : 10.1002/gj.2530 . ISSN 1099-1034.
^ MG Zhai, P. Peng (2017). "Eventos paleoproterozoicos en el Cratón del norte de China". Acta Petrológica Sínica . 23 : 2665–2682.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag Zhao, Guochun; Wilde, Simón A.; Cawood, Peter A.; Sol, Min (2011). "Bloques arcaicos y sus límites en el Cratón del norte de China: limitaciones litológicas, geoquímicas, estructurales y de trayectoria P-T y evolución tectónica". Investigación precámbrica . 107 (1–2): 45–73. Código Bib : 2001PreR..107...45Z. doi :10.1016/s0301-9268(00)00154-6.
^ Zhao, Guochun; Li, Sanzhong; Sol, Min; Wilde, Simon A. (1 de septiembre de 2011). "Ensamblaje, acreción y desintegración del supercontinente Paleo-Mesoproterozoico de Colombia: revisión del récord en el Cratón del Norte de China". Revista Internacional de Geología . 53 (11-12): 1331-1356. Código Bib : 2011IGRv...53.1331Z. doi :10.1080/00206814.2010.527631. ISSN 0020-6814. S2CID 140617967.
^ abcdefghijklm Santosh, M. (2010). "Ensamblaje del Cratón del norte de China dentro del supercontinente de Columbia: el papel de la subducción de doble cara". Investigación precámbrica . 178 (1–4): 149–167. Código Bib : 2010PreR..178..149S. doi :10.1016/j.precamres.2010.02.003.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwx Kusky, Timothy M. (2011). "Pruebas geofísicas y geológicas de modelos tectónicos del Cratón del Norte de China". Investigación de Gondwana . 20 (1): 26–35. Código Bib : 2011GondR..20...26K. doi :10.1016/j.gr.2011.01.004.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af Kusky, Timothy M.; Li, Jiang Hai (2003). "Evolución tectónica paleoproterozoica del Cratón del Norte de China". Revista de Ciencias de la Tierra Asiáticas . 22 (4): 383–397. Código Bib : 2003JAESc..22..383K. doi :10.1016/s1367-9120(03)00071-3.
^ abcdef Zhao, Guochun; Cawood, Peter A.; Wilde, Simón A.; Sol, Min; Lu, Liangzhao (2000). "Metamorfismo de rocas basales en la zona central del cratón del norte de China: implicaciones para la evolución tectónica paleoproterozoica". Investigación precámbrica . 103 (1–2): 55–88. Código Bib : 2000PreR..103...55Z. doi :10.1016/s0301-9268(00)00076-0.
^ abcdefghijkl Kusky, TM; Polat, A.; Windley, BF; Burke, Kansas; Dewey, JF; Kidd, FSM; Maruyama, S.; Wang, JP; Deng, H. (2016). "Perspectivas sobre la evolución tectónica del Cratón del norte de China a través de análisis tectónico comparativo: un registro del crecimiento hacia afuera de los continentes precámbricos". Reseñas de ciencias de la tierra . 162 : 387–432. Código Bib : 2016ESRv..162..387K. doi : 10.1016/j.earscirev.2016.09.002 . hdl : 2381/42108 .
^ ab (Geólogo), Zhao, Guochun (2013). Evolución precámbrica del Cratón del Norte de China . Oxford: Elsevier. ISBN9780124072275. OCLC 864383254.{{cite book}}: Mantenimiento CS1: varios nombres: lista de autores ( enlace )
^ abcdefghijklm Zhao, Guochun; Cawood, Peter A.; Li, Sanzhong; Wilde, Simón A.; Sol, Min; Zhang, Jian; Él, Yanhong; Yin, Changqing (2012). "Fusión del Cratón del Norte de China: cuestiones clave y discusión". Investigación precámbrica . 222–223: 55–76. Código Bib : 2012PreR..222...55Z. doi :10.1016/j.precamres.2012.09.016.
^ abcde Zhao, Guochun; Sol, Min; Wilde, Simón A.; Li, Sanzhong (2003). "Ensamblaje, acreción y desintegración del supercontinente Paleo-Mesoproterozoico de Columbia: registros en el cratón del norte de China". Investigación de Gondwana . 6 (3): 417–434. Código Bib : 2003GondR...6..417Z. doi :10.1016/s1342-937x(05)70996-5.
^ abcdefghijkl Zhai, Ming-Guo; Santosh, M. (2011). "La odisea precámbrica temprana del cratón del norte de China: una descripción sinóptica". Investigación de Gondwana . 20 (1): 6–25. Código Bib : 2011GondR..20....6Z. doi :10.1016/j.gr.2011.02.005.
^ abcdefgh Zhai, Ming-Guo; Santosh, M.; Zhang, Lianchang (2011). "Geología precámbrica y evolución tectónica del Cratón del Norte de China". Investigación de Gondwana . 20 (1): 1–5. Código Bib : 2011GondR..20....1Z. doi :10.1016/j.gr.2011.04.004.
^ abcdefgh Zhai, M (2003). "Historia tectónica paleoproterozoica del cratón del norte de China: una revisión". Investigación precámbrica . 122 (1–4): 183–199. Código Bib : 2003PreR..122..183Z. doi :10.1016/s0301-9268(02)00211-5.
^ Trampa abcdefghijklmnop, Pierre; Fauré, Michel; Lin, Wei; Augier, Romain; Fouassier, Antoine (2011). "Flujo de canal sincolisión y exhumación de rocas paleoproterozoicas de alta presión en el orógeno transnorte de China: el papel fundamental de la fusión parcial y la flexión orogénica" (PDF) . Investigación de Gondwana . 20 (2–3): 498–515. Código Bib : 2011GondR..20..498T. doi :10.1016/j.gr.2011.02.013. S2CID 102345211.
^ Trampa abcdefghijklmnop, P.; Faure, M.; Lin, W.; Bruguier, O.; Monie, P. (2008). "Estilos tectónicos contrastados para la evolución paleoproterozoica del cratón del norte de China. Evidencia de un evento térmico y tectónico de ~ 2,1 Ga en el macizo de Fuping" (PDF) . Revista de Geología Estructural . 30 (9): 1109-1125. Código Bib : 2008JSG....30.1109T. doi :10.1016/j.jsg.2008.05.001. S2CID 129782444.
^ Trampa abcdefghijklmnop, P.; Faure, M.; Lin, W.; Monie, P. (2007). "Apilamiento de napa del Paleoproterozoico tardío (1900-1800 Ma) y deformación polifásica en el área de Hengshan-Wutaishan: implicaciones para la comprensión del cinturón transnorte de China, cratón del norte de China" (PDF) . Investigación precámbrica . 156 (1–2): 85–106. Código Bib : 2007PreR..156...85T. doi :10.1016/j.precamres.2007.03.001. S2CID 51899540.
^ Trampa, Pierre; Fauré, Michel; Lin, Wei; Bretón, Nicole Le; Monie, Patrick (2011). "Evolución tectónica paleoproterozoica del orógeno transnorte de China: hacia un modelo integral" (PDF) . Investigación precámbrica . 222–223: 191–211. Código Bib : 2012PreR..222..191T. doi :10.1016/j.precamres.2011.09.008. S2CID 53371487.
^ abcdefghijkl Santosh, M.; Zhao, Dapeng; Kusky, Timoteo (2010). "Dinámica del manto del cratón Paleoproterozoico del norte de China: una perspectiva basada en la tomografía sísmica". Revista de Geodinámica . 49 (1): 39–53. Código Bib : 2010JGeo...49...39S. doi :10.1016/j.jog.2009.09.043.
^ abcdefghijk Chough, Sung Kwun; Lee, Hyun Suk; Woo, Jusun; Chen, Jitao; Choi, pato K.; Lee, Seung-bae; Kang, Imseong; Park, Tae-yoon; Han, Zuozhen (1 de septiembre de 2010). "Estratigrafía cámbrica de la Plataforma del Norte de China: revisando las secciones principales en la provincia de Shandong, China". Revista de Geociencias . 14 (3): 235–268. Código Bib :2010GescJ..14..235C. doi :10.1007/s12303-010-0029-x. ISSN 1226-4806. S2CID 129184351.
^ abcdefghijklmnopqr Gao, Shan; Rudnick, Roberta L.; Xu, Wen-Liang; Yuan, Hong-Lin; Liu, Yong-Sheng; Walker, Richard J.; Puchtel, Igor S.; Liu, Xiaomin; Huang, Hua (2008). "Reciclaje de litosfera cratónica profunda y generación de magmatismo intraplaca en el Cratón del norte de China". Cartas sobre ciencias planetarias y de la Tierra . 270 (1–2): 41–53. Código Bib : 2008E y PSL.270...41G. doi :10.1016/j.epsl.2008.03.008.
^ abcdefghijklm Windley, BF; Maruyama, S.; Xiao, WJ (1 de diciembre de 2010). "Delaminación/adelgazamiento del manto litosférico subcontinental en el este de China: el papel del agua y la subducción múltiple". Revista Estadounidense de Ciencias . 310 (10): 1250-1293. Código Bib : 2010AmJS..310.1250W. doi : 10.2475/10.2010.03 . ISSN 0002-9599. S2CID 130263851.
^ abcdefghijklmn Yang, De-Bin; Xu, Wen-Liang; Wang, Qing-Hai; Pei, Fu-Ping (2010). "Cronología y geoquímica de granitoides mesozoicos en el área de Bengbu, China central: limitaciones en la evolución tectónica del cratón del este del norte de China". Litos . 114 (1–2): 200–216. Código Bib : 2010Litho.114..200Y. doi :10.1016/j.lithos.2009.08.009.
^ abcdefghijk Zheng, JP; Grifo, WL; Mamá, Q.; O'Reilly, SY; Xiong, Q.; Tang, HY; Zhao, JH; Yu, CM; Su, YP (2011). "Acreción y reelaboración debajo del cratón del norte de China". Litos . 149 : 61–78. Código Bib : 2012 Litho.149...61Z. doi :10.1016/j.lithos.2012.04.025.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab Zhang, Kai-Jun (2011). "Destrucción del cratón del norte de China: ¿eliminación del manto litosférico inducida por el plegamiento de la litosfera?". Revista de Geodinámica . 53 : 8-17. Código Bib : 2012JGeo...53....8Z. doi :10.1016/j.jog.2011.07.005.
^ abcdef Yang, Jin-Hui; O'Reilly, Suzanne; Walker, Richard J.; Grifo, William; Wu, Fu-Yuan; Zhang, Ming; Pearson, normando (2010). "Descratonización diacrónica del cratón chino-coreano: geoquímica de xenolitos del manto de Corea del Norte". Geología . 38 (9): 799–802. Código Bib : 2010Geo....38..799Y. doi :10.1130/g30944.1. S2CID 56116776.
^ Yang, Jin-Hui; Wu, Fu-Yuan; Wilde, Simón A.; Chen, Fukun; Liu, Xiao-Ming; Xie, Lie-Wen (1 de febrero de 2008). "Petrogénesis de un conjunto de sienita alcalina, granito y riolita en el cinturón plegado y de empuje de Yanshan, cratón del este del norte de China: evidencia geocronológica, geoquímica e isotópica de Nd-Sr-Hf para el adelgazamiento litosférico". Revista de Petrología . 49 (2): 315–351. Código Bib : 2007JPet...49..315Y. doi : 10.1093/petrología/egm083 . ISSN 0022-3530.
^ Yang, Jin-Hui; Wu, Fu-Yuan; Wilde, Simón A.; Belousova, Elena; Grifo, William L. (2008). "Descratonización mesozoica del bloque del norte de China". Geología . 36 (6): 467. Bibcode : 2008Geo....36..467Y. doi :10.1130/g24518a.1.
^ abcdefghi Wu, Fu-yuan; Walker, Richard J.; Ren, Xiang-wen; Sol, De-tú; Zhou, Xin-hua (2005). "Limitaciones isotópicas de osmio sobre la edad del manto litosférico debajo del noreste de China". Geología Química . 196 (1–4): 107–129. Código Bib :2003ChGeo.196..107W. doi :10.1016/s0009-2541(02)00409-6.
^ abcdefghijklm Tang, Yan-Jie; Zhang, Hong-Fu; Santosh, M.; Ying, Ji-Feng (2013). "Destrucción diferencial del Cratón del Norte de China: una perspectiva tectónica". Revista de Ciencias de la Tierra Asiáticas . 78 : 71–82. Código Bib : 2013JAESc..78...71T. doi :10.1016/j.jseaes.2012.11.047.
^ abcdefghijklmn Zhu, Guang; Jiang, Dazhi; Zhang, Bilong; Chen, Yin (2011). "Destrucción del cratón del este del norte de China en un entorno de retroarco: evidencia de la cinemática de deformación de la corteza terrestre". Investigación de Gondwana . 22 (1): 86-103. Código Bib : 2012GondR..22...86Z. doi :10.1016/j.gr.2011.08.005.
^ abcdefgh Liu, Yongsheng; Gao, Shan; Yuan, Hongling; Zhou, Lian; Liu, Xiaoming; Wang, Xuance; Hu, Zhaochu; Wang, Linsen (2004). "Edades de circón U-Pb e isótopos de Nd, Sr y Pb de xenolitos de la corteza inferior del Cratón del norte de China: conocimientos sobre la evolución de la corteza continental inferior". Geología Química . 211 (1–2): 87–109. Código Bib : 2004ChGeo.211...87L. doi :10.1016/j.chemgeo.2004.06.023.
^ abcdef Él, Lijuan (2014). "Régimen térmico del cratón del norte de China: implicaciones para la destrucción del cratón". Reseñas de ciencias de la tierra . 140 : 14-26. doi :10.1016/j.earscirev.2014.10.011.
^ abcdefghijkl Zhu, Guang; Chen, Yin; Jiang, Dazhi; Lin, Shaoze (2015). "Cambio rápido de compresión a extensión en el cratón del norte de China durante el Cretácico temprano: evidencia del complejo central metamórfico de Yunmengshan". Tectonofísica . 656 : 91-110. Código Bib : 2015Tectp.656...91Z. doi :10.1016/j.tecto.2015.06.009.
^ abcdefghZhai , Mingguo; Fan, Qicheng; Zhang, Hongfu; Sui, Jianli; Shao, Ji'an (2007). "Procesos de la corteza inferior que conducen al adelgazamiento de la litosfera mesozoica debajo del este del norte de China: subcapa, reemplazo y delaminación". Litos . 96 (1–2): 36–54. Código Bib : 2007 Litho..96...36Z. doi :10.1016/j.lithos.2006.09.016.
^ abcde Zhang, Hong-Fu; Ying, Ji-Feng; Tang, Yan-Jie; Li, Xian-Hua; Feng, Chuang; Santosh, M. (2010). "Reactivación fanerozoica del cratón arcaico del norte de China a través de magmatismo episódico: evidencia de geocronología de circón U-Pb e isótopos de Hf de la península de Liaodong". Investigación de Gondwana . 19 (2): 446–459. Código Bib : 2011GondR..19..446Z. doi :10.1016/j.gr.2010.09.002.
^ abcde Zhang, Hong-Fu; Zhu, Ri-Xiang; Santosh, M.; Ying, Ji-Feng; Su, Ben-Xun; Hu, Yan (2011). "Subcapa de magma generalizada episódica debajo del cratón del norte de China en el fanerozoico: implicaciones para la destrucción del cratón". Investigación de Gondwana . 23 (1): 95-107. Código Bib : 2013GondR..23...95Z. doi :10.1016/j.gr.2011.12.006.
^ abcd Xiao, Yan; Zhang, Hong-Fu; Fan, Wei-Ming; Ying, Ji-Feng; Zhang, Jin; Zhao, Xin-Miao; Su, Ben-Xun (2010). "Evolución del manto litosférico debajo de la zona de falla de Tan-Lu, cratón del este del norte de China: evidencia de petrología y geoquímica de xenolitos de peridotita". Litos . 117 (1–4): 229–246. Código Bib : 2010 Litho.117..229X. doi :10.1016/j.lithos.2010.02.017.
^ Li, SZ; Suo, YH; Santosh, M.; Dai, LM; Liu, X.; Yu, S.; Zhao, SJ; Jin, C. (1 de septiembre de 2013). "Dinámica y deformación intracontinental mesozoica a cenozoica del Cratón del Norte de China". Revista Geológica . 48 (5): 543–560. doi :10.1002/gj.2500. ISSN 1099-1034. S2CID 129065824.
^ Chen, B.; Jahn, BM ; Arakawa, Y.; Zhai, MG (1 de diciembre de 2004). "Petrogénesis de los complejos intrusivos mesozoicos del sur de Taihang Orogen, cratón del norte de China: restricciones isotópicas elementales y Sr-Nd-Pb". Aportes a la Mineralogía y la Petrología . 148 (4): 489–501. Código Bib : 2004CoMP..148..489C. doi :10.1007/s00410-004-0620-0. ISSN 0010-7999. S2CID 129731059.
^ Chen, B.; Tian, W.; Jahn, BM; Chen, ZC (2007). "Edades de Zircon SHRIMP U-Pb y análisis isotópico de Hf in situ para las intrusiones mesozoicas en el cratón del sur de Taihang, norte de China: evidencia de hibridación entre magmas derivados del manto y componentes de la corteza". Litos . 102 (1–2): 118–137. Código bibliográfico : 2008Litho.102..118C. doi :10.1016/j.lithos.2007.06.012.
^ Yang, Jin-Hui; Wu, Fu-Yuan; Chung, Sun-Lin; Wilde, Simón A.; Chu, Mei-Fei; Lo, Ching-Hua; Canción, Biao (2005). "Petrogénesis de intrusiones del Cretácico Inferior en el cinturón orogénico de presión ultraalta de Sulu, este de China y su relación con el adelgazamiento litosférico" (PDF) . Geología Química . 222 (3–4): 200–231. Código Bib :2005ChGeo.222..200Y. doi :10.1016/j.chemgeo.2005.07.006.
^ Chen, B.; Chen, ZC; Jahn, BM (2009). "Origen de los enclaves máficos del orógeno mesozoico de Taihang, cratón del norte de China". Litos . 110 (1–4): 343–358. Código bibliográfico : 2009Litho.110..343C. doi :10.1016/j.lithos.2009.01.015.
^ abcdefgh Taylor, John F (2006). "Historia y estado del concepto de biomero". Memorias de la Asociación de Paleontólogos de Australasia . 32 : 247–265.
^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak al am an ao ap aq ar como en au av aw ax ay az ba bb bc bd Zhai, Mingguo; Santosh, M. (2013). "Metalogenia del cratón del norte de China: vínculo con cambios seculares en la Tierra en evolución". Investigación de Gondwana . 24 (1): 275–297. Código Bib : 2013GondR..24..275Z. doi :10.1016/j.gr.2013.02.007.
^ ab Zhang, Xiaojing; Zhang, Lianchang; Xiang, Peng; Wan, Bo; Pirajno, Franco (2011). "Edad del circonio U-Pb, isótopos de Hf y geoquímica de la formación de hierro en bandas tipo Shuichang Algoma, Cratón del norte de China: limitaciones en la edad de formación del mineral y el entorno tectónico". Investigación de Gondwana . 20 (1): 137-148. Código Bib : 2011GondR..20..137Z. doi :10.1016/j.gr.2011.02.008.
^ Zhang, Ju-Quan; Li, Sheng-Rong; Santosh, M.; Lu, Jing; Wang, Chun-Liang (2017). "Metalogénesis de depósitos de oro precámbricos en el cinturón de piedra verde de Wutai: limitaciones de la evolución tectónica del cratón del norte de China". Fronteras de la geociencia . 9 (2): 317–333. doi : 10.1016/j.gsf.2017.08.005 .
^ abcdef Deng, XH; Chen, YJ; Santosh, M.; Zhao, GC; Yao, JM (2013). "Metalogenia durante el crecimiento continental en el supercontinente de Columbia: caracterización isotópica del sistema Zhaiwa Mo-Cu en el cratón del norte de China". Reseñas de geología del mineral . 51 : 43–56. doi :10.1016/j.oregeorev.2012.11.004.
^ abcdefg Yang, Kui-Feng; Fan, Hong-Rui; Santosh, M.; Hu, Fang-Fang; Wang, Kai-Yi (2011). "Magmatismo carbonatítico mesoproterozoico en el depósito de Bayan Obo, Mongolia Interior, norte de China: limitaciones para el mecanismo de superacumulación de elementos de tierras raras". Reseñas de geología del mineral . 40 (1): 122-131. doi :10.1016/j.oregeorev.2011.05.008.
^ ab Du, Xiaoyue; Graedel, TE (1 de diciembre de 2011). "Existencias mundiales de tierras raras en uso en imanes permanentes de NdFeB". Revista de Ecología Industrial . 15 (6): 836–843. doi : 10.1111/j.1530-9290.2011.00362.x . ISSN 1530-9290. S2CID 154851144.
^ ab Rotter, Vera Susanne; Canciller, Perrine; Ueberschaar, Maximiliano (2013). Kvithyld, Anne; Meskers, Cristina; Kirchain, Randolph; Krumdick, Gregorio; Mishra, Brajendra; Reuters, rkús; Wang, Cong; Schlesinger, rk; Gaustad, Gabrielle (eds.). REWAS 2013 . John Wiley & Sons, Inc. págs. 192-201. doi :10.1002/9781118679401.ch21. ISBN978-1-118-67940-1.
^ abcde Li, Sheng-Rong; Santosh, M. (2013). "Metalogenia y destrucción de cratones: registros del cratón del norte de China". Reseñas de geología del mineral . 56 : 376–414. doi :10.1016/j.oregeorev.2013.03.002.
^ Zhang, Lian-chang; Wu, Hua-ying; Wan, Bo; Chen, Zhi-guang (2009). "Edades y entornos geodinámicos del cinturón metalogénico Xilamulun Mo-Cu en la parte norte del Cratón del Norte de China". Investigación de Gondwana . 16 (2): 243–254. Código Bib : 2009GondR..16..243Z. doi :10.1016/j.gr.2009.04.005.
^ abc Chen, Yanjing; Guo, Guangjun; LI, Xin (1997). "Antecedentes geodinámicos metalogénicos de depósitos de oro mesozoicos en terrenos de granito y piedra verde del Cratón del norte de China". Ciencia en China . 41 (2): 113-120. doi :10.1007/BF02932429. S2CID 129117746.
^ abcdefghijk Michaud, Michael (2005). "Una descripción general de la exploración de diamantes en el cratón del norte de China". págs. 1547-1549. doi :10.1007/3-540-27946-6_394. ISBN978-3-540-27945-7. {{cite book}}: |journal=ignorado ( ayuda ) ; Falta o está vacío |title=( ayuda )