Los terrenos de alta presión a lo largo de la zona de sutura Bangong-Nujiang (BNS) de ~ 1200 km de longitud de este a oeste en la meseta tibetana se han cartografiado y estudiado ampliamente. Comprender los procesos geodinámicos en los que se crean estos terrenos es clave para comprender el desarrollo y la posterior deformación del BNS y la deformación euroasiática en su conjunto.
Con una elevación promedio de poco más de 5.000 m, [1] la meseta tibetana es la región elevada más grande de la Tierra. Explicar cómo un área tan grande (2,5 millones de km 2 ) [1] puede tener elevaciones tan altas ha dejado perplejos a los geólogos durante algún tiempo. Se sabe que tuvo lugar una importante actividad tectónica antes de la colisión indoasiática a medida que se acumulaban terrenos en la placa euroasiática durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano , pero el grado de deformación y la influencia que estos eventos tectónicos anteriores tuvieron en la evolución posterior de La meseta tibetana no se conoce bien. [2] En busca de pistas, los geólogos han observado los terrenos de alta presión que afloran a lo largo de las zonas de sutura para encontrar respuestas. La sutura de Bangong-Nujiang, en particular, presenta extensos terrenos de alta presión en gran parte de su longitud.
Existen múltiples procesos que pueden conducir al desarrollo de terrenos de alta presión . En primer lugar, las rocas de la corteza superior deben ser transportadas a grandes profundidades, acercándose al límite del manto. Esto podría lograrse mediante subducción del margen continental, subducción de microcontinentes, subducción de sedimentos, subducción intracontinental, erosión por subducción o hundimiento de una raíz de la corteza. [3] Después de enterrarse en profundidad, estas rocas continentales pueden regresar a la superficie a través de:
educción : el proceso en el que una losa de corteza continental se subduce debido a que está unida a una placa oceánica en subducción más densa y, en algún punto, la fuerza de tracción de la losa hacia abajo excede la resistencia de la losa, lo que provoca que se produzcan estrechamientos y desprendimientos , y la La flotabilidad positiva de la losa continental conduce a su exhumación. [4]
Rotación de microplacas : exhumación de la corteza continental mediante el proceso de inversión de movimiento de la placa en subducción y rotación debido a condiciones límite cambiantes. [3]
Apilamiento de la corteza : extrusión de material flotante débil debido al desprendimiento de dos capas, una capa flotante débil encima de una capa flotante negativa más fuerte, una vez que las fuerzas de flotabilidad exceden la tracción de la losa. [3]
retroceso de la losa : si la litosfera oceánica en subducción retrocede a un ritmo más rápido que la convergencia de placas, se produce una extensión, lo que permite que la corteza continental flotante se desprenda y se exhume a la superficie. [3]
flujo de canal : exhumación de material continental a través de un canal confinado. El material sufre circulación causada por tracciones en la base del canal y a través de la relativa flotabilidad del material dentro del canal confinado. [5]
transmantle diapiros - Ascenso diapírico de material derivado de la erosión por subducción. [3]
Cada uno de estos procesos geodinámicos separados para la formación y exhumación de terrenos de alta presión deja ciertas huellas estructurales, petrológicas y cronológicas. [3] Por ejemplo, el retroceso de la losa predice, estructuralmente, un microcontinente con fallas de empuje en la base; petrológicamente, está asociado con la expansión del arco posterior y, cronológicamente, la subducción hasta la exhumación puede tardar aproximadamente 15 millones de años con una inmersión monótona hacia abajo. gradiente en edades. [3] El tamaño del terreno de alta presión es inversamente proporcional a la velocidad de la exhumación, y estos reflejan la etapa de colisión continental. [3] A lo largo del BNS, estos terrenos son de tamaño variable, por lo que habrían tenido diferencias en el momento de la exhumación.
La sutura Bangong-Nujiang es una zona de tendencia este-oeste de ~1200 km de largo [6] que separa los terrenos de Lhasa y Qiangtang . Se puede dividir en tres partes: Lago Bangong -Gertse (sector occidental), Dongqiao - Amdo (sector medio) y Dingqing - Nujiang (sector oriental). Durante el Jurásico Medio a Tardío , cesó la subducción hacia el norte del océano Meso-Tetis entre los terrenos de Lhasa y Qiangtang, y durante el Cretácico Inferior , el terreno de Lhasa comenzó a hundirse debajo del terreno de Qiangtang. [7] Los rastros del océano Meso-Tetis quedan como fragmentos de ofiolitas obducidas dentro de una mezcla de matriz de serpentinita esparcida a lo largo del BNS.
Las ofiolitas son fragmentos de la corteza oceánica, así como de material del manto superior , que se emplazan tectónicamente en los continentes durante eventos orogénicos , y su aparición generalmente se produce a lo largo de zonas de sutura . [8] Un conjunto ofiolítico típico contiene peridotita y harzburgita , gabro en capas , diques laminares , basaltos tipo almohadilla y sedimentos pelágicos .
Las serpentinitas son rocas ultramáficas hidratadas (15-16% en peso de H 2 O) que están compuestas predominantemente de serpentina , un mineral débil y flotante con un amplio campo de estabilidad PT, y generalmente están asociadas con zonas de subducción. [9] Los protolitos de serpentinitas están dominados por olivino y piroxeno. [9] La formación de serpentinitas es causada por la liberación de fluidos de las placas oceánicas hidratadas en subducción a medida que se calientan con la profundidad hasta una temperatura máxima de 650-700 °C. [9]
Las eclogitas son rocas metamórficas de alta presión (HP) a ultraalta presión (UHP) que son indicativas de metamorfismo en la zona de subducción . [10] Las eclogitas en el Tíbet central son de origen Mesozoico Temprano , y parecen ser el resultado de una colisión diacrónica entre el terreno Qiangtang oriental y la placa Qiangtang-Lhasa occidental, a lo largo de la zona vinculada Bangong-Nujiang-Qiangtang central oriental. [11]
Ubicada a lo largo del sector occidental del BNS en el Tíbet central, el área de Gertse contiene dos principales ocurrencias aisladas de afloramientos ofiolíticos: Dong Tso y Lagkor Tso. Al este de Gertse, la ofiolita Dong Tso aflora en el terreno de Lhasa y se conserva en una serie de cortes imbricados , [12] y Lagkor Tso se encuentra más al sur. También se han descubierto en el área bloques metamórficos de facies de anfibolita que se encuentran dentro de una mezcla de matriz de serpentinita . Los estudios geoquímicos realizados en estas anfibolitas han demostrado características geoquímicas del basalto de la dorsal oceánica ( MORB ) para el área de Dong Tso y características geoquímicas en forma de arco para Lagkor Tso. [12]
El conjunto ofiolítico de Dong Tso incluye metaperidotitas y harzburgitas , serpentinitas, gabros isotrópicos y estratificados , diques laminares , basaltos tipo almohada y cantidades menores de pedernal . [12] Los datos geoquímicos de las peridotitas en Dong Tso indican que tienen características de zona de suprasubducción . [12] Las serpentinitas han sufrido alteraciones de carbonato de sílice predominantemente a lo largo de las principales zonas de falla, pero estas alteraciones también se pueden encontrar en áreas cercanas. [12] La datación de una muestra de gabro asociada con el conjunto ofiolítico ha arrojado una edad Sm-Nd de 191 ± 22 Ma; sin embargo, el uso de la técnica U/Pb SHRIMP en circones de una muestra de gabro al norte de Dong Tso ha arrojado una edad del Jurásico Medio. edad. [12] El análisis geoquímico de las anfibolitas de Dong Tso ha indicado que estas anfibolitas tienen características similares a las de MORB, y la presencia de ofiolitas en Dong Tso puede representar una etapa temprana de una cuenca oceánica del Jurásico Medio . [12]
Al igual que el Dong Tso, el Lankor Tso también incluye metaperidotita, gabros isotrópicos y estratificados, basaltos tipo almohada y pedernal. [12] Sin embargo, en esta área, la mezcla de matriz de serpentinita es más prominente y tiene rastros de rocas volcánicas , diorita , granodiorita y tonalita . La datación U/Pb SHRIMP de circones de rocas asociadas con la mezcla ofiolítica da edades del Jurásico Medio. [12] Al noreste de Lagkor Tso, se pueden encontrar anfibolitas, metagabros y otros conjuntos de rocas metamórficas. Se ha estimado que las condiciones de presión-temperatura (PT) son de 5 a 7 kbar y de 555 a 655 °C para el metamorfismo de facies de anfibolita en el área. [12] Debido a la presencia de granodioritas coetáneas relacionadas con el arco en la misma región, las condiciones elevadas de PT pueden deberse a una configuración de grieta intracontinental en el arco posterior con un flujo de calor elevado. [12]
El macizo de Amdo se encuentra en el sector central del BNS y cubre un área de aproximadamente 5200 km 2 . Está compuesto predominantemente de ortogneis , paragneis , anfibolita , mármol , cuarcita y esquisto . [13] Una vez parte del antiguo Océano Tetis , el macizo de Amdo se formó durante el Pérmico-Triásico como un microcontinente cuando los terrenos de Qiangtang y Lhasa se separaron. [7]
El terreno Amdo incluye:
- Tipos de rocas: Están presentes esquistos, mármoles y tejidos miloníticos. Metamorfismo de facies de anfibolita inferior.
- Tipos de Rocas: Calizas, rocas volcánicas félsicas. Metamorfismo de facies de esquisto verde.
- Tipos de Roca: Caliza de aguas poco profundas.
- Tipos de Roca: Pizarra arenosa con fósiles de coral.
- Tipos de rocas: Conglomerado, arenisca tobácea y pizarra. Metamorfismo de facies de esquisto verde.
Al igual que en Dong Tso en el área de Gertse, el análisis geoquímico de muestras tomadas del macizo de Amdo muestra características relacionadas con el arco; por lo tanto, esta área habría estado bajo un marco de margen continental activo. [7]
El macizo de Basu, situado al este del macizo de Amdo en la zona de Dingqing-Nujiang, tiene aproximadamente 200 km de largo y hasta 50 km de ancho. Está compuesto en gran parte por rocas metasedimentarias y gneis graníticos que están rodeados por una mezcla ofiolítica del Triásico Tardío y Jurásico Temprano. [14] Se han descubierto eclogitas de la edad Triásica dentro del macizo de Basu, y su geoquímica muestra dos tipos diferentes de clinopiroxenos que se interpretan como un reflejo de una exhumación extremadamente rápida de estas rocas. [14] Al igual que el macizo de Amdo, se cree que el macizo de Basu es un basamento continental metamorfoseado, y también puede haber sido parte de un antiguo microcontinente dentro del Bangong Meso-Tetis. [14]
Se han propuesto dos modelos de miembros finales para explicar la deformación observada en Asia central. England y Houseman (1986) propusieron un modelo numérico para predecir los procesos de deformación de un "Tíbet blando", tratando al Tíbet como una lámina delgada y viscosa . [15] En este modelo, se supone que la litosfera continental es más dúctil , y el crecimiento de la meseta tibetana sería causado por un engrosamiento continuo de la corteza terrestre debido a la convergencia de las placas india y euroasiática. La reactivación a lo largo del BNS se produciría como una serie de muchas fallas pequeñas a lo largo del límite de la zona de sutura. El segundo modelo de miembro final, propuesto por Tapponnier et al. (2001), utiliza un modelo tectónico de microplacas. [16] En este modelo, se propone un corte localizado entre bloques litosféricos coherentes para explicar las altas elevaciones observadas en el Tíbet. [16] La subducción oblicua y las fallas de rumbo siniestrales a gran escala que conducen a la extrusión de material litosférico hacia el este serían responsables del crecimiento del Tíbet hacia el este.