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Cratón del norte de China

Elementos tectónicos que rodean el Cratón del Norte de China. El Cratón del Norte de China cubre un área de alrededor de 1,7 x 10 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 la Tierra de procesos ígneos , sedimentarios y metamórficos . [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 ajustó bien a la definición de cratón. [1] Sin embargo, el Cratón del Norte de China experimentó más tarde 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 en un principio una serie de bloques de continentes separados y discretos con actividades tectónicas independientes. [5] En el Paleoproterozoico (hace 2.500-1.800 millones de años) los continentes chocaron y se amalgamaron e interactuaron con el supercontinente, creando cinturones de rocas metamórficas entre las partes anteriormente separadas. [5] El proceso exacto de formación del cratón todavía está en debate. Después de formarse, el cratón se mantuvo estable hasta mediados del período Ordovícico (hace 480 millones de años). [4] Las raíces del cratón se desestabilizaron 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) se sobreimprimieron significativamente 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 transnortechino. Los dos bloques tienen características distintas. [2] [1]

El Cratón del Norte de China cubre aproximadamente 1.500.000 km2 de área [7] y sus límites están definidos por varias cadenas montañosas (cinturones orogénicos), el Cinturón Orogénico de Asia Central al norte, el Orógeno Qilianshan al oeste, el Orógeno Qinling Dabie al sur y el Orógeno Su-Lu al este. [2] El cinturón orógeno intracontinental 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 Orógeno Trans del Norte de China 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 la raíz del cratón en el Fanerozoico . El Bloque Oriental se define 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 , que se cobraron 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] El Bloque Oriental puede haber tenido alguna vez una raíz de manto gruesa, como lo muestra la evidencia de xenolitos , pero esta parece haberse adelgazado 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 raíz gruesa del manto. [1] Aquí ocurrió poca deformación interna desde el Precámbrico . [1]

Geología

Las rocas del cratón del norte de China consisten en rocas de basamento precámbricas (hace 4.600 millones de años a 539 millones de años atrás), con el circón más antiguo datado hace 4.100 millones de años y la roca más antigua datada hace 3.800 millones de años. [5] Las rocas precámbricas fueron entonces cubiertas por rocas sedimentarias o rocas ígneas del Fanerozoico (hace 539 millones de años hasta el presente). [9] Las rocas del Fanerozoico en gran parte no están metamorfoseadas. [9] El Bloque Oriental está formado por gneises de tonalita-trondhjemita-granodiorita del Arcaico temprano a tardío (hace 3.8-3.000 millones de años) , gneises graníticos , algunas rocas volcánicas ultramáficas a félsicas y metasedimentos con algunos granitoides que se formaron en algunos eventos tectónicos hace 2.500 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 2.6–2.5 mil 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 del Paleoproterozoico , que consisten en diferentes tipos de rocas metamórficas, como gneis granate silimanita con grafito . [9] Los sedimentos se depositaron ampliamente en el Fanerozoico con diversas propiedades, por ejemplo, las rocas que contienen carbonato y carbón se formaron a finales del Carbonífero hasta principios del Pérmico (hace 307-270 millones de años), cuando se formaron lutitas con arena púrpura en un entorno de lago poco profundo en el Triásico Temprano a Medio . [4] Aparte de la sedimentación, hubo seis etapas principales de magmatismo después de la descratonización del Fanerozoico . [4] En el Jurásico y el 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 eventos tectónicos complejos a lo largo de la historia de la Tierra. Los eventos de deformación más importantes son la colisión y la amalgama de los microbloques continentales para formar el cratón, y las diferentes fases de metamorfismo durante el Precámbrico , hace entre 3 y 1600 millones de años. [9] En el Mesozoico y el Cenozoico (hace entre 146 y 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 1.600 millones de años)

Diagrama del supercontinente Columbia , que se formó en el período precámbrico . La parte roja es el bloque occidental del cratón del norte de China, la parte violeta es el bloque oriental, la parte verde es el Orgen Transnorte de China y la parte azul son otros cinturones de colisión encontrados en el cratón del norte de China. Modificado de Zhao et al., 2011 [10] y Santosh, 2010. [11]
Diagrama evolutivo del modelo de amalgamación del Cratón de 2,5 Ga [a] (primer modelo) (Orógeno de Mongolia Interior-Hebei del Norte) 1)-2) Hubo un antiguo sistema de rift causado por la subducción en retirada 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 amalgamó. [12] [13] 4) El Bloque Occidental interactuó además con un terreno de arco en el norte con una zona de subducción y formó el Orógeno de Mongolia Interior-Hebei del Norte. [12] [13] 5) El Cratón del Norte de China colisionó con el Supercontinente Columbia , causando 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 significativos, 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 amalgamación del cratón a partir de sus bloques antiguos, [1] [13] [12] mientras que Zhao [2] [5] [9] [14] argumentó que el evento posterior fue responsable de la amalgamación.

Modelo de Kusky: el modelo de fusión de cratones de 2,5 Ga

El modelo de Kusky propuso una secuencia de eventos que muestra los microbloques amalgamándose hace 2.500 millones de años. [13] [15] Primero, en el tiempo Arcaico (hace 4.6-2.500 millones de años), la litosfera del cratón comenzó a desarrollarse. [13] [15] Algunos microbloques antiguos se amalgamaron 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 que se encuentran en el cratón. [13] [15] La mayoría de las rocas en el cratón se formaron hace alrededor de 2.700 millones de años, y se encontró que algunos pequeños afloramientos se formaron hace 3.800 millones de años. [13] [15] Luego, el Bloque Oriental sufrió una deformación, rifting 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 se datan de hace 2.700 millones de años. [13] Estas incluían ofiolita y restos de un sistema de rift. [13] [15]

La colisión y la amalgamación comenzaron a ocurrir en el tiempo Paleoproterozoico (hace 2.5–1.6 mil millones de años). [13] [15] Desde hace 2.5 a 2.3 mil millones de años, los Bloques Oriental y Occidental chocaron y se amalgamaron, 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 es de 1600 km desde el oeste de Liaoning hasta el oeste de Henan . [13] Kusky propuso que el entorno tectónico de la amalgamación es un arco de islas , en el que se formó una zona de subducción inclinada hacia el oeste. [13] [15] Luego, los dos bloques se combinaron a través de una subducción hacia el oeste del Bloque Oriental. [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 rifting, como se ve en los ejemplos de orógenos en otras partes del mundo, los eventos de deformación tienden a suceder muy cerca uno del otro en términos de tiempo. [13] Después de la fusión del Cratón del Norte de China, el Orógeno de Mongolia Interior-Hebei del Norte en el Bloque Occidental se formó por la colisión de un terreno de arco y el margen norte del cratón hace 2.300 millones de años. [13] El terreno de arco se formó en un océano desarrollado durante la extensión posterior a la colisión en el evento de fusión hace 2.500 millones de años. [ 13 ]

Aparte del evento de deformación a escala local, el cratón también interactuó y se deformó a escala regional. [13] [15] Interactuó con el supercontinente Columbia después de su formación. [12] El margen norte de todo el cratón colisionó con otro continente durante la formación del supercontinente Columbia hace entre 1.920 y 1.850 millones de años. [12] [13] Por último, el entorno tectónico del cratón se volvió extensional y, por lo tanto, comenzó a separarse del supercontinente Columbia hace 1.800 millones de años. [12]

Diagrama de sección transversal del modelo de amalgamación de 1,8 Ga (el segundo modelo). [9] La amalgamación de los dos bloques fue causada por subducción. [9] La placa oceánica subducida causó la hidratación de la litosfera, produciendo así columnas de magma (indicadas en verde). [9] Más tarde contribuyeron a la formación del orógeno Trans North China. [9] Los dos bloques colisionaron y se amalgamaron, formando el cinturón de khondalita, el cinturón de Jiao-Liao-Ji y el orógeno Trans North China. [9] Después de que se formó el cratón, el orógeno Trans North 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 amalgamación 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 2.2 mil millones de años). [5] 2) Un sistema de rift se desarrolló en el Bloque Oriental que lo separó aún más en 2 bloques, el Nlock Longgang y el Bloque Langrim (hace 2.2–1.95 mil millones de años). [5] 3) El Bloque Yinshan y el Bloque Ordos se amalgamaron hace 1.95 mil millones de años, formando el Cinturón Khondalite en el medio. [5] 4) El sistema de rift entre el Bloque Longgang y el Bloque Langrim se detuvo finalmente, causando que los bloques se amalgamaran nuevamente en el Bloque Oriental, formando el Cinturón Jiao-Liao-Ji hace 1.9 mil millones de años. [5] 5) Los bloques oriental y occidental finalmente se fusionaron hace 1.850 millones de años, formando en el medio el orógeno Trans-Norte de China. [5] Modificado de Zhao, 2012. [5]

Modelo de Zhao: el modelo de amalgamación del cratón 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] El período Arcaico (hace 3.800-2.700 millones de años) fue una época de importante crecimiento de la corteza. [9] [14] [16] [17]

Los continentes comenzaron a crecer en volumen a nivel mundial durante este período, y también lo hizo el Cratón del Norte de China. [2] [ 5] Las rocas pre-Neoarcaicas (hace 4.6–2.8 mil millones de años) son solo una pequeña porción de las rocas del basamento, pero se encontró circón de hasta 4.1 mil millones de años en el cratón. [2] [5] Sugirió que la corteza Neoarcaica (hace 2.8–2.5 mil millones de años) del Cratón del Norte de China, que representa el 85% del basamento Pérmico, se formó en dos períodos distintos. El primero es de 2.8 a 2.7 mil millones de años atrás, y luego de 2.6 a 2.5 mil millones de años atrás, según los datos de la edad del circón. [2] [5] Zhao sugirió un modelo de plutón para explicar la formación de rocas metamórficas hace 2.5 mil 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 resultó en metamorfismo. [9]

En el Paleoproterozoico (hace 2.500–1.600 millones de años), el Cratón del Norte de China se amalgamó en tres pasos, y la amalgama final tuvo lugar hace 1.850 millones de años. [5] [9] Con base en las edades metamórficas en el Orógeno Trans del Norte de China, se determina el proceso de ensamblaje y 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 Khondalita 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 2.100 a 1.900 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 de subducción y 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 Trans North 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 subducidos. [2] [5] [9] [14]

Zhao también propuso un modelo sobre la interacción del Cratón del Norte de China con el Supercontinente Columbia. [17] [18] Sugirió que el evento de formación del cratón hace 1.85 mil 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 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 1.6 a 1.2 mil millones de años a través de un sistema de rift llamado zona de rift Zhaertai Bayan Obo donde se encontraron umbrales máficos que son una evidencia de tal evento. [18]

Los argumentos de Kusky y Zhao contra los otros modelos

Kusky y Zhao propusieron argumentos contra el 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 Columbia hace 1.850 millones de años. [12] El evento de colisión con el Supercontinente 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 de la parte central hace 2.600 a 2.500 millones de años. [5] [17] Por lo tanto, se habrían separado en ese momento. [5] [17] La ​​surgencia de plutones puede explicar el evento metamórfico de 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 estrechamente entre sí 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 amalgamado en el Cratón del Norte de China. Obtuvo el mapa basándose en la edad de los cinturones de piedra verde encontrados en el Cratón. Sugirió que el cinturón de piedra verde se formó por la colisión de algunos microbloques. [19] [20] [21] El cinturón verde en el mapa muestra un cinturón de piedra verde más joven, formado hace 2.5 mil millones de años, mientras que el amarillo muestra el cinturón de piedra verde formado hace 2.6–2.7 mil 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 que Kusky y Zhao propusieron, hay otros modelos disponibles para explicar la evolución tectónica del Cratón del Norte de China. Uno de los modelos es propuesto por Zhai. [19] [20] [21] Coincidió con Kusky en el marco temporal de los eventos de deformación ocurridos en el Cratón del Norte de China. [19] También propuso que el continente creció hace unos 2.900 a 2.700 millones de años, se fusionó hace 2.500 millones de años y se deformó hace unos 2.000 a 1.800 millones de años debido a sus interacciones con el Supercontinente Columbia. [19] El mecanismo detrás de estos eventos tectónicos es el sistema de rift y subducción, 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 mencionados anteriormente: 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 alto grado, un buen indicador de eventos de amalgamación, se han observado en todo el cratón, no solo restringido al orógeno Trans-Norte de China o al Cinturón Orogénico Central. [19] [20] [21] Luego propuso que debe haber habido más bloques que participaron en el proceso de amalgamación para explicar la presencia de cinturones de rocas metamórficas de alto grado, que deben haberse formado en un fuerte evento de deformación que creó un ambiente de alta presión y alta temperatura. [19] [20] [21]

Este diagrama de sección transversal muestra cómo se fusionó el Cratón del Norte de China en el Modelo de Faure y Trap. Propusieron que el Orógeno Trans-Septentrional 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 según lo propuesto 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 1.9–1.800 millones de años, el Océano Lüliang se cerró y los Bloques Oriental y Occidental finalmente se fusionaron formando la Sutura Trans-Septentrional de China (TNCS). [22] [23] [24] Modificado de Trap y Faure, 2011. [25]

Faure y Trap propusieron otro modelo basado en la datación y evidencias estructurales que encontraron. [22] [23] [24] Utilizaron métodos de datación Ar-Ar y U-Pb y evidencias estructurales incluyendo clivajes, lineación y datos de inclinación y rumbo para analizar la historia precámbrica del cratón [22] [23] [24] El momento de la amalgamación final en su modelo está en línea con el momento propuesto por Zhao, también alrededor de 1.8 a 1.9 mil millones de años atrás, pero también se ha sugerido otro momento de deformación significativa (hace 2.1 mil 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 Orógeno 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 en que ocurrieron los eventos. [22] [23] [24] Hace unos 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 amalgamación de los bloques continentales, proporcionando así una mejor imagen de los mecanismos de cratonización del Cratón del Norte de China. [11] [26] Para el marco de tiempo de los eventos de deformación, generalmente estuvo de acuerdo con el modelo de Zhao basado en datos metamórficos. [11] [26] Proporcionó una nueva perspectiva para explicar la dirección de subducción de las placas durante la amalgamación, donde el modelo de amalgamación del cratón de 2,5 Ga sugirió subducción hacia el oeste, y el modelo de amalgamación del cratón de 1,85 Ga sugirió subducción hacia el este. [11] [26] Hizo un extenso mapeo sísmico sobre el cratón, haciendo uso de ondas P y ondas S. [11] [26] Descubrió rastros de una placa subducida en el manto, lo que indicó 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 subdujo 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 amalgama de diferentes bloques del cratón y sus interacciones con el supercontinente Columbia. [11] [26]

Historia del Fanerozoico (hace 539 millones de años hasta la actualidad)

El Cratón del Norte de China permaneció estable por mucho tiempo después de la fusión del cratón. [1] [4] Había 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] Se produjo un adelgazamiento de la litosfera a gran escala, 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 sigue siendo delgado hasta el día de hoy. [1] [29] El mecanismo y el momento de la destrucción del cratón aún están en debate. Los científicos propusieron cuatro eventos de deformación importantes que posiblemente podrían conducir o contribuir a la destrucción del cratón, 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 tardía del Triásico del Cratón del Yangtze y el Cratón del Norte de China (hace 240-210 millones de años), [29] [30 ] [ 31] [32] [33] [34] [35] la subducción Jurásica de la placa Paleopacífica (hace 200-100 millones de años) [28] [36] [37] y el colapso cretácico de los orógenos (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 subcapa de magma, [39] [40] [42] [43] [44] y el modelo de plegamiento 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 del Paleopacífico en el este y el orógeno Dabie de Qinling en el sur. [41] Modificado de Zhu, 2015 [41]

Cronología de la destrucción del cratón

En el Fanerozoico se produjeron varios fenómenos tectónicos importantes , especialmente en los márgenes del Bloque Oriental. Se ha planteado la hipótesis de que algunos de ellos provocaron 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]
  1. Carbonífero al Jurásico medio (hace 324-236 millones de años) --- Subducción y cierre del océano Paleoasiático. [1] [4]
    • Las zonas de subducción se ubicaron en el margen norte donde los continentes crecieron por acreción . [1] [4] Se produjo la sutura de Solonker y, por lo tanto, el océano Paleoasiático quedó cerrado. [1] [4]
    • Hubo dos 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 de núcleos metamórficos y granitoides se produjeron con magma de fundidos 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]
  2. Triásico tardío (hace 240-210 millones de años): Ensamblaje del Cratón del Norte de China y el Cratón del Yang Tze. [1] [4]
    • La sutura entre el Cratón del Norte de China y el Cratón del Yang Tze fue causada por subducción profunda y ajuste por colisión, creando el Orógeno Qinling -Dabie. [1] [4] [32] Esto está respaldado por evidencia mineral, como diamantes , eclogitas y gneises félsicos . [1] [32]
    • El magmatismo prevaleció 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 del terreno, la colisión entre continentes y la extrusión en el área provocaron varias etapas de metamorfismo. [1]
    • Evidencias de varias dataciones isotópicas (por ejemplo, datación U-Pb de circón), [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 Bloque Oriental, 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 litosfera antigua, inferior, fue reemplazada extensivamente, 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]
  3. Jurásico (hace 200-100 millones de años) --- Subducción de la placa paleopacífica [1] [4]
    • La placa del Pacífico se hundió hacia el oeste a medida que se cerraba la cuenca oceánica al norte del cratón. Probablemente se trató de un entorno de margen continental activo. [1] [4] [28] [36] [37]
    • La falla de Tan-Lu se encuentra en el lado oriental del cratón. [45] El momento de su formación es discutible. Algunos argumentaron que se formó en el Triásico, mientras que otros sugirieron que en el Cretácico . [45] La falla tenía unos 1000 km de longitud y se extendía hasta Rusia. [45] Probablemente fue causada 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 recientemente inyectada. [28] [36] El nuevo material siguió la tendencia norte-noreste, [28] [36] por lo que se concluyó que la subducción de la placa del Pacífico causó la eliminación de la litosfera antigua y, por lo tanto, adelgazó el cratón. [28] [36]
  4. Cretácico (hace 130-120 millones de años) --- Colapso del orógeno [1] [4]
    • Este es un período en el que el modo de tectónica cambió de contracción a 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 colisional de Hubei y cinturón de Yanshan) comenzaron a colapsar y formaron complejos de núcleos metamórficos con fallas normales. [4] [1]
    • Bajo la influencia del campo de tensión extensional, se formaron cuencas , por ejemplo, la cuenca de la bahía de Bohai . [46]
    • El magmatismo prevaleció 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 circón xenolítico, [39] [42] y análisis de rocas metamórficas. [42]
Este es un diagrama que muestra un ejemplo del modelo de subducción de Kusky, 2007. 1) Las placas se subducen bajo el 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 que la litosfera inferior debilitada se desprendiera. [1] Modificado de Kusky, 2007 [1]

Causas de la destrucción del cratón

Las causas de la destrucción del cratón y del adelgazamiento de la litosfera del Bloque Oriental son complejas. Se pueden generalizar cuatro modelos a partir de los diferentes mecanismos propuestos por los científicos.

  1. Modelo de subducción
    • Este modelo explica la subducción como la causa principal de la destrucción del cratón. Es un modelo muy popular.
    • La subducción de la placa oceánica también provoca la subducción de agua dentro de la litosfera. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31] A medida que el fluido encuentra alta temperatura y presión durante la subducción, se libera, debilitando la corteza y el manto debido al menor punto de fusión de las rocas. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
    • La subducción también provoca el engrosamiento de la corteza sobre la placa superior. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31] Una vez que la corteza engrosada 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 la rotura y el retroceso de la losa , adelgazando la litosfera. [1] [28] [32] [37] [29] [30] [31]
    • La subducción ocurrió ampliamente en el Fanerozoico, incluyendo 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 la subducción de la Placa Paleopacífica en el Jurásico y el Cretácico [1] [28] como se mencionó en la parte anterior. Por lo tanto, el modelo de subducción se puede utilizar para explicar el evento de destrucción del cratón propuesto en diferentes períodos.
      Este es un diagrama que muestra cómo la litosfera puede adelgazarse mediante la subducción en retroceso. La estrella amarilla muestra dónde se encuentra la litosfera adelgazada. La litosfera se adelgazó porque la placa en subducción retrocedió más rápido de lo que la placa superior podía migrar hacia adelante. [38] Como resultado, la placa superior estiró su litosfera para alcanzar el retroceso, lo que resultó en el adelgazamiento de la litosfera. [38] Modificado de Zhu, 2011. [38]
  2. Modelo de extensión
    • Existen dos 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 que se subduce se mueve hacia atrás más rápido de lo 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 extendiéndose a un área más grande, 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 retroceso, 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 orógenos es muy común en el Cretácico. [33]
  3. Modelo de revestimiento inferior 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, causando 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 se puede utilizar para explicar el adelgazamiento de la litosfera en diferentes períodos de tiempo. [39] [42] [40] [43] [44]
      Este es un diagrama que muestra cómo la litosfera puede adelgazarse mediante plegamiento en un mapa y una sección transversal. El plegamiento ocurre cuando el Cratón Yang Tze y el Cratón del Norte de China chocaron. [32] Se desarrollaron puntos débiles y eclogitas densas en la corteza inferior. [32] Luego se fragmentaron y se hundieron debido a la convección de la astenosfera. [32] Editado de Zhang, 2011. [32]
  4. Modelo de plegado de la astosfera
    • Este modelo se propone específicamente para explicar cómo el Cratón del Yang Tze y el Cratón del Norte de China colisionaron y adelgazaron la litosfera. [32]
    • La colisión de los dos cratones engrosó primero la corteza mediante plegamiento. [32] Se formó eclogita en la corteza inferior, lo que hizo que esta fuera más densa. [32] También se desarrollaron nuevas zonas de cizallamiento en la corteza inferior. [32]
    • La astenosfera se convectó y se filtró hacia los puntos débiles desarrollados en las zonas de cizallamiento de la corteza inferior. [32] Luego, la corteza inferior pesada se fragmentó y se hundió en la litosfera. [32] Luego, la litosfera del Cratón del Norte de China se adelgazó. [32]

Bioestratigrafía

Fósil de trilobite 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 el 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 depositaron con relativamente pocas interrupciones. [27] [6] Las unidades de piedra caliza se depositaron en un entorno 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 el 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, la zona de Lackwelderia tenuilimbata (un tipo de trilobite) en la formación Gushan. [27] [6] Las biozonas de trilobite pueden ser útiles para correlacionar e identificar eventos en diferentes lugares, como identificar secuencias de discordancia de una biozona faltante 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 biómeros en el Cámbrico. [51] Los biómeros 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 oceánicas, ya sea una caída en la temperatura del océano o una caída en la concentración de oxígeno. [51] Afectaron la circulación y el entorno vital 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 económicamente. 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 e hidrosfera y la evolución de la tectónica primitiva a la tectónica de placas moderna. [52] La formación de mineral está relacionada con la fragmentación y el ensamblaje de supercontinentes . [52] Por ejemplo, el cobre y el plomo depositados en rocas sedimentarias indicaron rifting y, por lo tanto, fragmentación de un continente; el cobre, los depósitos de mineral de sulfuro masivo volcanogénico (depósitos de mineral VMS) y los depósitos de oro orogénico indicaron subducción y tectónica convergente, es decir, amalgamación de continentes. [52] Por lo tanto, la formación de un cierto 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 en función del período en el que se formaron.

Yacimientos minerales

Neoarcaico tardío (hace entre 2.800 y 2.500 millones de años)

Todos los depósitos de este período se encuentran en cinturones de rocas verdes , que son cinturones repletos de rocas metamórficas, lo que es coherente con la actividad tectónica activa del Neoarcaico . [2] [52]

Ejemplo de formación de hierro bandeado de otra parte del mundo

Las formaciones de hierro bandeado (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 de hafnio . [53] Están intercaladas con rocas volcanico-sedimentarias. [52] También pueden presentarse como algunas otras características: capas desmembradas, lentes y boudins . [52] Todas las ocurrencias de hierro están en forma de óxido , raramente en forma de silicato o carbonato . [52] Al analizar su composición de isótopos de oxígeno , se sugiere que el hierro se depositó en un entorno 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 hierro bandeado del Cratón del Norte de China contiene la fuente más importante de hierro en China. Consiste en más del 60-80% de las reservas de hierro de la nación. [52]

Los depósitos de cobre y zinc (Cu-Zn) se depositaron en el cinturón de piedra verde de Hongtoushan , que estaba ubicado en la parte noreste del Cratón del Norte de China. [52] Son depósitos de mineral de sulfuro masivo volcanogénicos típicos y se formaron en un entorno de rift . [52] La formación de los depósitos de Cu-Zn podría no estar bajo la tectónica moderna, por lo que el proceso de formación podría ser diferente del sistema de rift moderno. [52]

Los depósitos de oro del cinturón de piedra verde neoarqueano 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 partir 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 entre 2.500 y 2.600 millones de años)

Las rocas metamórficas de temperatura ultra alta encontradas en el Período Paleoproterozoico indican el comienzo de la tectónica moderna. [52] [55] Los grandes eventos de oxigenación (GOE) también ocurrieron 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 depósitos de magnesita - boro .

Los depósitos de cobre-plomo-zinc (Cu-Pb-Zn) se depositaron en cinturones móviles con configuración de colisión, 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] Hay algunos tipos de depósitos de mineral encontrados y cada uno de ellos corresponde a un entorno de formación diferente. [52] Cu-Pb-Zn se formó en depósitos VMS metamorfoseados, los depósitos de Cu-Mo se formaron en complejos de arco acrecentados, mientras que los depósitos de cobre-cobalto Cu-Co se formaron en un entorno intrusivo. [52] [55]

Los depósitos de magnesita y boro se formaron en secuencias sedimentarias bajo entornos de lagunas marinas poco profundas relacionadas con rift. [52] Fue una respuesta al gran evento de oxidación como se ve a partir de 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 experimentó recristalización e intercambio de masa. [52] El mineral también permite a las personas comprender mejor el sistema de Evento de Oxidación Global, por ejemplo, mostrando el cambio químico atmosférico exacto durante ese período. [52]

Mesoproterozoico (hace entre 1.600 y 1.000 millones de años)

Producción de tierras raras en el mundo

Un sistema de elementos de tierras raras - hierro-plomo-zinc (REE-Fe-Pb-Zn) se formó a partir de rifting extensional con afloramiento del manto y, por lo tanto, fraccionamiento del magma. [56] [52] Hubo múltiples eventos de rifting 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 ocurre en una sucesión volcánica y sedimentaria alternada. [56] [52] Además de REE, LREE (elementos de tierras raras ligeras) también se encuentran en 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 los 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 hacer imanes permanentes de alta calidad y, por lo tanto, son irremplazables en la producción de aparatos eléctricos y tecnologías, 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]

Se describen 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 minerales 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 de los bloques de litosfera. [52] [59] [60] Los depósitos de Duobaoshan Cu y Bainaimiao Cu-Mo se encuentran en granodiorita . [52] [59] Los depósitos de Tonghugou se producen con el mineral de cobre calcopirita . [52] El norte de China albergaba una gran reserva de molibdeno con más de 70 cuerpos minerales 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 amalgamación de los bloques del Norte y 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 y 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 rocas del basamento precámbrico del Complejo Jiaodong y el manto subyacente que sufrieron un metamorfismo de alto grado cuando se introdujeron con granitoides mesozoicos. [52] [61] El grupo más grande 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 consistía solo 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 ha estado produciendo diamantes durante 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 kimberlíticas . [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] La primera funcionó durante 34 años y produjo 90.000 quilates de diamantes al año. [62] La última produjo 60.000 quilates al año, pero su actividad minera cesó en 2002. [62]

Durante el Ordovícico se emplazaron chimeneas y diques de kimberlita con diamantes en la corteza arcaica hace entre 450 y 480 millones de años y nuevamente en el Terciario . [62] Los eventos de elevación provocaron 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 del diamante, la distribución del tamaño del diamante y la calidad. [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]

Véase también

Notas

a. ^ Ga es la forma abreviada de hace mil millones de años; Ma es la forma abreviada de hace millones de años.

Referencias

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