El cinturón orogénico de Qinling es una característica tectónica que evolucionó a lo largo de los eones Proterozoico y Fanerozoico debido a una variedad de actividades tectónicas . [3] Es parte del Cinturón Orogénico de China Central, [4] alineado en una orientación este-oeste a través de China Central, y abarca partes de las provincias de Shaanxi , Henan y Gansu a lo largo de las Montañas Qinling , que son una de las cadenas montañosas más grandes de China. [2] [5] [6] [7] Los primeros materiales involucrados en el cinturón orogénico de Qinling se formaron hace alrededor de 2.5 mil millones de años, mientras que la morfología principal del cinturón ahora refleja en gran medida la colisión Triásica entre la Placa del Norte de China y la Placa del Sur de China y la extensión Cenozoica a través de China. [8] [9] [10] Durante estos 2.5 mil millones de años, se han formado aquí varios tipos de rocas debido a diferentes procesos tectónicos y reacciones químicas entre rocas. [3] [11] Por lo tanto, los geólogos pueden reconstruir la evolución del cinturón montañoso basándose en la evidencia preservada en estas rocas. [8] [10] [12] [13] [14]
A lo largo de la larga historia de la evolución del cinturón orogénico de Qinling , hubo varios ciclos de colisiones de placas y separaciones de placas junto con aperturas y cierres de océanos. [3] [8] [15] El proceso se conoce como Ciclo de Wilson . [16] El cinturón orogénico de Qinling se formó en gran parte debido a los movimientos del Bloque del Norte de China y el Bloque del Yangtze de la Placa del Sur de China . [3] [17] [18]
El cinturón orogénico de Qingling se puede dividir en dos regiones principales, el cinturón de Qinling del norte y el cinturón de Qingling del sur, que se encuentran en el límite del Cratón del norte de China meridional y el Cratón del sur de China septentrional , respectivamente. [3] Lo más interesante de la evolución del cinturón orogénico de Qinling son las múltiples interacciones individuales de microbloques. [8] La evolución tectónica de todo el cinturón de Qinling no fue un evento único, sino una combinación de varios eventos de colisión y extensión , que incluye principalmente 4 fases: [3] [8]
Al comienzo del registro de rocas de Qinling (hace unos 2.500 millones de años), el cinturón de Qinling del Norte y el cinturón de Qinling del Sur no se formaron inicialmente juntos en el mismo lugar al mismo tiempo. [3] El cinturón de Qinling del Sur se formó por actividades magmáticas continentales hace 2.500 millones de años. [19] Luego, el magma se enfrió y se convirtió en rocas que contribuyen al basamento principal del cinturón de Qinling del Sur. [19] Por otro lado, el cinturón de Qinling del Norte se formó más tarde. [20] Se formó por primera vez hace 1000 millones de años por actividades magmáticas que ocurrieron en un entorno de arco oceánico . [20]
Durante el Neoproterozoico temprano (hace 1000 millones de años), el cinturón Qinling del Norte y el Qinling del Sur estaban alineados a lo largo del mismo límite de placa de subducción en la parte noreste del supercontinente Rodinia (una placa tectónica extremadamente grande compuesta de diferentes placas más pequeñas). [3] Durante la subducción , el bloque del sur de China se apoderó de una placa oceánica que se comprimió y el cinturón Qinling del Sur se formó por primera vez a pequeña escala. [3]
Por otra parte, la formación del Cinturón de Qinling del Norte fue más complicada. Inicialmente no existía con el Bloque del Norte de China, sino que era parte del supercontinente Rodinia . [11] [21] En el límite de la placa de subducción , chocó con Rodinia y se plegó formando el Cinturón de Qinling del Norte. [6] [3]
Además, a algunas distancias más alejadas del Cinturón Qinling del Norte, también se formó un arco continental con volcanes en otro límite de placa subductora , que se llama arco Proto-Erlangping. [3] [6] Un arco se puede formar porque la placa inferior subducida se derritió en el manto y se elevó hasta la placa superior opuesta mientras cortaba las líneas de debilidad de la placa. [16] Como resultado, el magma finalmente alcanzó la parte superior de la placa , luego se enfrió y se solidificó en rocas, formando un arco. [16] Mientras tanto, el océano Proto-Erlangping se creó en el límite de placa divergente donde las placas se separan, de modo que el arco Proto-Erlangping se alejaba del cinturón Qinling del Norte. [6] [3]
Más tarde, en el Neoproterozoico medio (hace unos 750 millones de años), el supercontinente que contenía el arco Proto-Erlangping, el Cinturón Qinling del Norte y el Cinturón Qinling del Sur se rompió. [3] Los dos cinturones fueron transportados a otro lugar juntos. [3] [18] La parte oceánica del bloque del sur de China se rompió y se separó en dos partes creando el océano Shangdan. [3] [18] Esto se debe a que el magma de convección divergente dominaba en ese período, cuando dos partes se separaban, el magma se elevaba desde el espacio entre ellas creando una placa oceánica más grande (así como un océano). En el otro extremo de la placa oceánica , chocó con otra placa oceánica coincidentemente. [3] Se formó un arco de islas llamado 'arco de islas DanFeng'. [3] [18]
Un proceso similar ocurrió en el cinturón de Qinling del Norte, el cinturón de Qinling del Norte y Rodinia se separaron. [3] Como resultado, también se formó un nuevo océano. En ese momento, el cinturón de Qinling del Norte y el cinturón de Qinling del Sur todavía estaban alineados uno al lado del otro, por lo tanto, compartían el mismo océano de Shangdan. [3] [18] Cuando el cinturón de Qinling del Norte se alejó de Rodinia , también estaba colisionando con el arco Proto-Erlangping. Por lo tanto, ocurrieron dos procesos de subducción al mismo tiempo en el arco Proto-Erlangping. [3] [18]
A principios del Cámbrico (hace unos 540 millones de años), Gondwana (considerado un supercontinente por algunos geólogos) comenzó a desarrollarse. [3] [6] [18] El Cinturón Qinling Norte y Sur se ubicaban en la parte Noreste del mismo. [3] Este fue el momento en el que el Bloque del Norte de China se encontró por primera vez con el Cinturón Qinling Norte, ubicándose en el otro extremo del arco Proto-Erlangping. [3] [6] Durante ese período, el Cinturón Qinling Norte ya no estaba ubicado al lado del Cinturón Qinling Sur, sino frente a él. [3] [6] Al igual que la situación antes del Cámbrico, el Cinturón Qingling Norte y el Cinturón Qinling Sur todavía comparten el océano Shangdan. [6] [22] Lo diferente fue que la placa de subducción cambió de una a otra, en la isla Danfeng. [3] [6]
A finales del Cámbrico (hace unos 500 millones de años), el bloque del norte de China migró más cerca del bloque del norte de Qinling. [3] [6] En consecuencia, el océano Proto-Erlangping se cerró ya que toda la placa oceánica se había subducido hasta el manto . [3] [21] Esto también implica que el cinturón del norte de Qinling colisionó con el cinturón Proto-Erlangping después del cierre del océano. [3] [12]
Desde finales del Ordovícico hasta finales del Silúrico (460 a 420 millones de años), el cinturón Qinling del Norte y el cinturón Proto-Erlangping colisionaron y se movieron hacia un centro de expansión de magma , que dividió las placas mediante magma de convección divergente. [3] [6] [12] [1] Este resultado hizo que el océano Erlangping se abriera nuevamente.
A principios del Devónico (hace unos 400 millones de años), el cinturón de Qinling del Sur y el bloque de China del Norte se movieron uno hacia el otro, mientras se producía un extenso magma de convección convergente, [3] [21] [18] [1] [23] aunque algunos geólogos afirmaron que ocurrió entre 320 y 300 millones de años antes. [6] [22] Como resultado, el arco de Erlangping, el cinturón de Qinling del Norte, el cinturón de Qinling del Sur y el bloque de China del Norte chocaron entre sí. [3] [6] [1] Con todos los océanos cerrados y los bloques moviéndose uno hacia el otro, las rocas se apilaron dentro de los bloques. [3] [6] [1] [24] Mientras tanto, el océano de Mianlue se abrió, ya que el bloque de China del Sur y el resto del complejo de bloques estaban separados por una corriente de magma de convección divergente. [6] El océano creado también se considera una cuenca de retroarco .
Durante el Misisipiano medio (hace unos 300 millones de años), el océano Mianlue dejó de expandirse. [1] La placa de China Meridional se movió hacia el complejo Qinling y el bloque de China del Norte . [1] La parte oceánica del bloque de China Meridional se subdujo hasta el manto y el océano comenzó a cerrarse. [1]
A principios del Triásico (hace unos 250 millones de años), el bloque del sur de China finalmente chocó con el complejo Qinling, y se produjo la colisión continente-continente . [6] [11] [14] [25] [27] En consecuencia, el océano Mianlue finalmente se cerró por completo. [6] [17] [25] Como resultado de una fuerza de compresión extremadamente fuerte, todos los bloques individuales se acortaron horizontalmente pero se engrosaron verticalmente. [13] [25] [27] A mediados del Jurásico (hace 174-163 millones de años), el bloque del sur de China se subdujo debajo del bloque del sur de Qinling y parte de la placa se desprendió hacia la zona de subducción . [6] [13] [27] [25]
Sin embargo, el evento de colisión fue diferente de lo normal. [26] Esto se debe a que la placa del sur de China chocó con la placa del norte de China con un movimiento de rotación relativo. De modo que la parte oriental del cinturón de Qinling se comprimió antes que la parte occidental. [26]
A partir de 140 millones de años ( Cretácico ) antes hasta el presente, las actividades tectónicas cambiaron de colisionales a extensionales, que es un proceso de estiramiento de la corteza que resulta en un adelgazamiento de la corteza. [9] [10] [13] Hasta finales del Cretácico (hace 83 millones de años), el complejo Qinling se vio afectado por un evento de extensión ONO-ESE en el oeste de Qinling. [28] [29] Como resultado, la falla de deslizamiento de rumbo lateral derecho se volvió dominante. [29] [28] Desde mediados del Eoceno hasta principios del Oligoceno (hace 45 a 24 millones de años), la falla normal dominó el complejo debido al evento extensional en la parte norte. [29] Hasta finales del Oligoceno hasta principios del Mioceno (hace 24 a 14 millones de años), la falla de deslizamiento de rumbo lateral izquierdo se convirtió en la principal característica de deformación en Qinling. [29] [28] Sin embargo, a finales del Mioceno (hace 9 millones de años), la falla normal reemplazó a la falla de desgarre lateral izquierda debido a un evento extensional NE-SO causado por rifting hasta finales del Plioceno . [29] [28] A finales del Plioceno (hace 3,5 millones de años), la falla de desgarre lateral izquierda dominó el Qinling, que fue causada por un evento de extensión NNO-SSE hasta el presente. [29] [28]
La geología de Qinling es compleja y se formó debido a muchas actividades tectónicas y múltiples interacciones de bloques corticales . [8] Se puede dividir en 9 grupos principales: Bloque Sur-Norte de China, Grupo Kuanping, Grupo Erlangping, Bloque Norte de Qingling, zona de sutura de Shangdan, Bloque Norte-Sur de Qinling, Bloque Sur-Sur de Qinling, zona de sutura de Mianlue y terreno Dabie. [7] [30] [31] [32] [33] [34] [35]
En el borde norte del cinturón orogénico de Qinling , está unido al Bloque del Norte de China , que comprende principalmente rocas del basamento formadas hace 3000 a 1000 millones de años. [31] Luego fueron superpuestos por facies marinas y tillita en el Proterozoico (hace 1600–545 millones de años) y facies de margen continental en el Cámbrico y Ordovícico (hace 545-492 millones de años). [31] Durante el Cretácico (hace 142–65,5 millones de años), se emplazaron varias intrusiones de plutones ( granitoides ) resultantes de la colisión de bloques de la corteza. [32]
Más al sur, el grupo Kuanping está dominado por rocas metasedimentarias que incluyen esquisto verde , anfibolita y micaesquisto , que se metamorfosearon debido a una colisión entre el bloque del norte de China y el arco de islas de Erlangping. [30] Además, las ofiolitas quedaron expuestas a la superficie de la tierra por obducción . [33] [34] El grupo Kuanping se formó a principios y mediados del Proterozoico (hace 2.500-1.000 millones de años). [30] [33] [34]
A principios del Paleozoico (hace alrededor de 545–440 millones de años), el arco de islas de Erlangping se subdujo debajo del Bloque del Norte de China ( obducción ), de modo que las ofiolitas relacionadas con el arco con mezcla se movieron a la superficie de la tierra. [7] Dentro de una secuencia de ofiolitas, se pueden encontrar rocas ultramáficas, basalto almohadillado, basalto de umbral y una pequeña cantidad de sílex.
El Grupo Qinling del Norte, uno de los bloques principales que conformaron el orógeno Qinling, se caracteriza por gneis , anfibolita y mármol que se metamorfosearon a partir de roca sedimentaria clástica y carbonato . [30] [35] Se formó desde principios del Proterozoico hasta principios del Paleozoico . Las rocas del basamento fueron cubiertas posteriormente por varias rocas sedimentarias clásticas en el Carbonífero y el Pérmico (hace entre 354 y 250 millones de años).
La zona de sutura de Shangdan se considera como el límite divisorio del Cinturón Qinling Norte y Sur. [7] [30] Está compuesta de una extensa ofiolita , roca sedimentaria clástica y carbonato . Las ofiolitas se formaron durante el Cámbrico temprano al Silúrico temprano (hace 545 a 423 millones de años). [7] [30] Serie de roca volcánica que incluye plutón intrusivo y roca sedimentaria que indica un entorno de arco de islas en el Paleozoico temprano . [7] [30] Esto se explica por la intrusión gabroica y granítica dentro de la zona de sutura , con la baja cantidad de rocas ultramáficas involucradas. [7] [30]
El Bloque Qinling Sur es comparativamente más grande que el Bloque Qinling Norte, que se divide en dos partes: Cinturón Qinling Norte y Cinturón Qinling Sur. [30] El Cinturón Qinling Norte-Sur involucra rocas del basamento del Arcaico al Proterozoico Tardío, que se remontan a hace 3.8 a 0.545 mil millones de años. [30] Caliza , pizarra , arenisca y otras rocas sedimentarias se depositaron sobre rocas del basamento en el Paleozoico (hace 545–250 millones de años), con una cantidad menor de arenisca depositada hasta el período Triásico (hace 205 millones de años). [30] Por otro lado, la geología del Cinturón Qinling Sur-Sur está representada principalmente por rocas del basamento precámbrico (hace 545 mil millones de años) . [30] Además, las rocas del basamento fueron intruidas por diques alcalinos en el Silúrico . [30] Después de eso, dado que la parte norte del cinturón de Qinling del Sur estaba en un entorno marino poco profundo , se formó una facies sedimentaria que reflejaba el paleoambiente. [30] Esto incluía esquisto , turbidita y piedra caliza . [30] A partir del Triásico tardío hasta el Cretácico , el entorno sedimentario se convirtió en un entorno terrestre. La facies terrestre puede indicarse por conglomerado y arenisca . [30]
La zona de sutura de Mianlue se desarrolló a partir de la cuenca oceánica de Mianlue , que se cerró a mediados del Triásico y se convirtió en una zona de sutura. [7] [30] Por lo tanto, allí se descubrió una ofiolita que representa un entorno oceánico y una roca volcánica que indica una zona de subducción . [7] [30] A medida que el océano se cerró y los bloques chocaron entre sí, los basaltos se metamorfosearon en roca metabasáltica. [7] [30] A partir de los datos proporcionados, las rocas mencionadas anteriormente se pueden remontar a entre 345 y 200 millones de años atrás. [7] [30]
La parte norte del Bloque del Sur de China contiene uno de los complejos rocosos más antiguos de China, que es el complejo Kongling del Eón Arcaico. [7] Está compuesto principalmente de rocas altamente metamorfoseadas, que incluyen anfibolita , migmatita , roca metasedimentaria y TTG (trondhjemita-tonalita-granodiorita) . [7] En el borde norte del bloque, rocas sedimentarias depositadas antes de la colisión. Se pueden encontrar caliza , pizarra , turbidita , limolita y arenisca en los estratos sedimentarios . [7] Los diversos tipos de rocas sedimentarias registradas significan que el nivel del mar había cambiado mucho desde el Cámbrico hasta el Carbonífero . [7]
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