La geología de Myanmar está determinada por dramáticos procesos tectónicos en curso controlados por componentes tectónicos cambiantes a medida que la placa india se desliza hacia el norte y hacia el sudeste asiático . [1] Myanmar se extiende a través de partes de tres placas tectónicas (la placa india , la microplaca de Birmania y el bloque Shan Thai ) separadas por fallas orientadas al norte. Al oeste, una zona de subducción altamente oblicua separa la placa india en alta mar de la microplaca de Birmania , que se encuentra debajo de la mayor parte del país. En el centro-este de Myanmar, una falla de deslizamiento lateral derecho se extiende de sur a norte a lo largo de más de 1.000 km (620 mi). [2] Estas zonas tectónicas son responsables de grandes terremotos en la región. [1] La colisión de placas entre la India y Eurasia que se inició en el Eoceno proporciona las últimas piezas geológicas de Myanmar, [3] y, por lo tanto, Myanmar conserva un registro geológico cenozoico más extenso en comparación con los registros de las eras mesozoica y paleozoica . Myanmar se divide fisiográficamente en tres regiones: la cordillera indobirmana , el cinturón central de Myanmar y la meseta de Shan ; [4] todas ellas presentan una forma arqueada que se abulta hacia el oeste. Las diversas configuraciones tectónicas regionales de Myanmar no solo dan lugar a características regionales dispares, sino que también fomentan la formación de cuencas petrolíferas y una mezcla diversa de recursos minerales. [5]
Myanmar se clasifica en tres regiones fisiográficas, cada una de las cuales se extiende sobre Myanmar en dirección casi norte-sur, de oeste a este: las cordilleras plegadas indobirmanas, el cinturón central de Myanmar (MCB) y la meseta de Shan. [4] Al norte de Myanmar, la sintaxis del Himalaya oriental limita las tres regiones fisiográficas. [6]
Myanmar tiene una estructura de deformación compleja en forma de arco, que probablemente se debe a una combinación de varias fuerzas. [7] Aparte del sistema de subducción en el oeste y el sistema de fallas de desgarre en el centro de Myanmar, otra contribución importante puede ser el flujo de corteza de la meseta del Tíbet . [7] La meseta del Tíbet está ubicada al norte de Myanmar y se ha engrosado considerablemente desde el Eoceno . [7] Una gran cantidad de energía potencial almacenada dentro de la corteza tibetana engrosada se liberó y resultó en un flujo de corteza alrededor de la sintaxis del Himalaya oriental. [8] El flujo de corteza corre hacia el oeste y hacia la región central de Myanmar. Este flujo de corteza, junto con la cuña de acreción en el sistema de subducción, puede haber participado en el levantamiento del Neógeno tardío de la Cordillera Indobirmana. [7]
La cordillera indobirmana se encuentra en el límite convergente de las microplacas de la India y Birmania en Myanmar. La subducción entre las dos placas dio lugar al desarrollo de cuñas de acreción, con el fin de acomodar el acortamiento EW a lo largo del límite convergente. Más tarde, el empuje, el plegamiento y la elevación formaron la cordillera indobirmana. [9] El cinturón montañoso comprende varias montañas: las montañas Arakan-Yoma y las colinas Chin, Naga , Maniour, Lushai y Patkai . [10] La cordillera indobirmana se fusionó con la sintaxis del Himalaya oriental más al norte, se sumergió en el mar de Andamán y resurgió como islas Andamán más al sur. [4]
La cordillera indobirmana se abulta hacia el oeste en el centro (aproximadamente 22°N), formando una estructura con forma de arco. [7] Esta estructura con forma de arco implica una restricción en el movimiento convergente a lo largo del límite entre la India y Birmania, por lo tanto, la intensidad de la colisión varía a lo largo de la cordillera. [10]
La colisión alcanza su punto máximo en el centro de la cordillera indobirmana, alrededor de los 24°N, que se presenta con una cordillera amplia y alta (hasta 20 km de ancho) y evoluciona hacia colinas estrechas y bajas en el sur (16°N). [10] La colisión se produce en dirección noroeste-sudeste en la parte norte de la cordillera indobirmana (dominio Naga). [11]
El Cinturón Central de Myanmar, de 1000 km de longitud, está formado por una serie de subcuencas cenozoicas entre la cordillera indobirmana (oeste) y la falla de Sagaing (este). [12] Estas cuencas se consideran generalmente como cuencas de arco anterior y posterior del sistema de subducción indobirmano. [7] Las ocho subcuencas terciarias principales dentro del Cinturón Central de Myanmar son Hukwang, Chindwin, Shwebo, Salin, Pyay Embayment, el delta del Irrawaddy , Bago-Yoma y la cuenca de Sittaung. [13]
En el cinturón central se pueden encontrar diversas características estructurales, como fallas oblicuas-inversas, fallas de desgarre y fallas normales . [12] La abundante evidencia de zonas de cizallamiento sugiere que el cinturón central de Myanmar ha sufrido una grave deformación interna. La lineación metamórfica expuesta a lo largo del cinturón [14] indica diferentes movimientos dentro del cinturón central: (1) geometría de separación dextral con tendencia en dirección norte-noroeste durante el Oligoceno hasta principios del Mioceno que forma una cuenca de separación de "escalón"; [12] (2) los pliegues propagados por fallas perforados en una falla de empuje con inclinación hacia el oeste en el centro de la cuenca implican una deformación transpresional con tendencia este-oeste desde el Plioceno - Pleistoceno en adelante. [12]
La meseta de Shan , con una elevación media de 1 kilómetro (0,62 mi), forma las tierras altas orientales de Myanmar. [15] Proporciona el principal relieve topográfico de Myanmar y se extiende hacia el sureste hasta Tailandia . [16] La meseta, a diferencia de otras regiones de Myanmar, comprende gruesas sucesiones de rocas sedimentarias paleozoicas , mesozoicas e incluso precámbricas . [15] El plegamiento, empuje y elevación de la meseta de Shan es probablemente coetáneo de la deformación transpresional a lo largo del cinturón central de Myanmar durante el comienzo de la colisión entre India y Eurasia. [16]
Situado al este de la falla de Sagaing y al oeste de la meseta de Shan, el Cinturón Metamórfico de Mogok (MMB) se encuentra al pie de la escarpa de Shan. Corre en una dirección casi norte-sur y se extiende a lo largo de 1500 km con un ancho promedio de 24-40 km. [4] El cinturón metasedimentario y metaintrusivo está compuesto de mármoles , esquistos , gneises de anfibolita superior , con facies de granulita localmente intruída por un plutón de granodiorita deformada y pegmatitas . [2] El cinturón también muestra evidencia de estiramiento dúctil a lo largo de la dirección norte-noroeste-sur-sureste, por ejemplo, lineación, pliegues de vaina y parteluces "en forma de lápiz" . [2] Diversas dataciones radiométricas confirman que la edad del Cinturón Metamórfico de Mogok es anterior a la Falla de Sagaing, y el calentamiento por cizallamiento de la Falla de Sagaing no tiene ninguna contribución a la formación del Cinturón Metamórfico de Mogok. [2]
Searle (2007) sugirió un metamorfismo y magmatismo de cinco fases a lo largo del Cinturón Metamórfico de Mogok. [2]
Nota: Ma (mega-año) es un millón de años.
La cordillera indobirmana es un cinturón sedimentario que se compone principalmente de sedimentos flysch del Cenozoico [17] y un núcleo de ofiolitas mesozoicas que datan del Jurásico tardío sobre una gruesa secuencia mesozoica . Toda la discordancia anterior se encuentra sobre un basamento metamórfico que data del Pre- Triásico . [6]
Las ofiolitas mesozoicas principales consisten en peridotitas serpentinitas , basaltos almohadillados y cherts rojos , etc. [6] La obducción de ofiolitas se interpreta como el cierre de varias Neo-Tetis entre el bloque Shan-Thai, la microplaca de Birmania y la placa india. [7]
La secuencia sedimentaria cubierta por ofiolitas abarca desde carbonatos y lutitas del Triásico Superior hasta el Cretácico Superior con orbitoides , [7] donde parte de la secuencia sedimentaria ha sufrido metamorfismo de esquisto azul de alta presión y baja temperatura . [17]
El basamento metamórfico pre-Triásico compuesto de esquisto de Kampetlet y gneises quedó expuesto en el área del Monte Victoria en Myanmar. [6] Los sedimentos de tipo flysch en el flanco occidental de la Cordillera Indo-Birmana son relativamente más jóvenes que el flanco oriental plegado y empujado. [18]
Las cuencas de separación del Cenozoico a lo largo del Cinturón Central de Myanmar (MCB) están rellenas con sedimentos del Cretácico tardío y del Eoceno al Mioceno tardío de 15 km de espesor . [6]
Perteneciente al bloque rígido Shan-Thai, la meseta Shan está compuesta de rocas cristalinas precámbricas y metamórficas parcialmente consolidadas de bajo grado [6] recubiertas por una espesa sucesión de rocas sedimentarias paleozoicas y mesozoicas. [15]
El entorno tectónico de Myanmar consiste en una convergencia altamente oblicua en el límite occidental, una falla de rumbo dextral (lateral derecha) en el centro de Myanmar que define el límite entre Birmania y Sunda y la extensión de la dorsal del mar de Andamán en el sur. [3]
A partir del Eoceno , el movimiento hacia el norte de la placa india colisionó con la placa euroasiática y generó el cinturón orogénico del Himalaya. [19] El movimiento relativo de la placa india contra la placa euroasiática (Sunda) tiene dos componentes (1) 36 mm/año de deslizamiento lateral derecho, con dirección N10°E; (2) 7–9 mm/año de convergencia este-oeste. [20] El movimiento convergente es absorbido por una zona de subducción altamente oblicua entre la placa india y la microplaca de Birmania y la deformación interna en el centro de Myanmar en la falla de Sagaing. [7]
La oblicuidad del límite de las placas convergentes de Indo-Birmania (Fosa de Arakan y Fosa de Andamán) aumenta más hacia el norte, con un ángulo mínimo de 58° a 20° de latitud N hasta 70° cerca de 22° de latitud N, y aumenta rápidamente a 90° cerca de 24° de latitud N y más de 90° más al norte. [3] El límite entre la región de Indo-Birmania se extiende más al sur hacia la Bahía de Bengala y se une a la Fosa de Sumatra . [3]
Para dar cabida a la colisión entre la India y Eurasia, en Myanmar se pueden encontrar extensos sistemas de fallas. A continuación se presentan dos de los principales sistemas de fallas.
La falla de Sagaing, con un desgarre dextral (lateral derecho) de 20 mm/año, separa la microplaca de Birmania de la placa de Sunda. [21] La falla paralela al arco se extiende a lo largo de 1400 km en dirección norte-sur, notablemente lineal en los 700 km centrales (entre 17°N y 23°N de latitud) y forma un ligero arco que oscila en dirección N10°E y N170°E en los extremos norte y sur de la falla respectivamente. [21] Hacia el norte, la falla de Sagaing termina en el cinturón de la mina de Jade (~24,5°N) y se extiende en una estructura compresiva de cola de caballo de 200 km de ancho. [21] Hacia el sur, está conectada con la grieta de expansión activa de Andamán . [21] El inicio de la expansión del fondo marino en la grieta de Andamán impone una restricción mínima de 4,5 Ma de edad a la falla de Sagaing. [22]
El desplazamiento total de la falla de deslizamiento lateral derecho sigue siendo controvertido. Curray et al. (1979) sugirieron un desplazamiento total de 460 km desde el Mioceno; [23] mientras que Khin Zaw (1990) propuso 250 km desde el Mioceno posterior al Inferior. [24] Guillaume y Rangin (2003) dedujeron aproximadamente 100 km al limitar un deslizamiento lateral derecho continuo de 20 mm/año desde hace 4-5 Ma. [16]
El límite topográfico que separa la Cuenca Central de Myanmar (MCB) y la Meseta Shan (o Tierras Altas Orientales) [16] se conoce como el Escarpe Shan. La elevación abrupta en una distancia corta (hasta 1,8 km en unos pocos kilómetros) alberga el rastro de fallas inversas y pliegues en gran parte volcados. [16] El Escarpe Shan se alinea paralelo a la falla de Sagaing en el este. [16] La tendencia general de los rumbos de las fallas inversas es N20°O y buza en dirección este-noreste; donde se identificaron algunas fallas normales con rumbo N20°E a lo largo del escarpe de falla (en latitud 21°N a 22°N), al norte de Mandalay . [16] También se observa un movimiento de deslizamiento de rumbo dextral (lateral derecho) a lo largo del escarpe de falla, este movimiento es razonablemente esperado debido a la cercana falla lateral derecha de Sagaing. Hacia el sur, el Escarpe Shan termina en la unión con la falla de las Tres Pagodas. [21]
A lo largo de las estribaciones del escarpe de Shan, se identificó una deformación dúctil de estiramiento en estado estacionario con tendencia en dirección NNO-SSE y es compatible con la fuerza extensiva que genera la cuenca de separación escalonada en el Cinturón Central de Myanmar (MCB). [16]
La evidencia anterior sugiere que la deformación dúctil a lo largo del Cinturón Central de Myanmar (MCB) debería ocurrir antes de la deformación frágil a lo largo de la falla de Sagaing y la falla del Escarpe de Shan.
Myanmar se encuentra en el límite de tres placas tectónicas (India, Birmania-micro y placa de la Sonda), por lo que su evolución geológica depende en gran medida de los eventos tectónicos de placas en esta región. A continuación, se explicará la evolución geológica de Myanmar en el orden de la escala de tiempo geológica . Solo se registran los eventos tectónicos más importantes, con algunas escalas de tiempo faltantes en las que no se produjeron eventos importantes.
A principios del Pérmico , un bloque continental se desprendió de Gondwana . [26] La placa continental ha recibido diversos nombres: Shan-Thai, [26] Sibumasu, [27] o Sinoburmalaya. Este bloque continental presenta características de una unidad de diamictita marina glaciogénica , lo que indica su origen en Gondwana. [25] El bloque Shan-Thai probablemente estaba ubicado al noroeste de la placa de Australia durante el período de Gondwana. [25]
A mediados y finales del Triásico , el bloque Shan-Thai colisionó con el bloque Indochino y empujó hacia abajo un sistema de ofiolita y arco asociado en el noreste. [15] Un cinturón de empuje de antepaís se desarrolló a lo largo de la colisión de los dos bloques y sentó las bases de la meseta Shan. [15]
Una gruesa unidad de flysch con fósiles y sedimentos deltaicos se depositó a lo largo del bloque nororiental de Shan-Thai (actualmente meseta de Shan) con el cierre de una región marina poco profunda entre los dos bloques antes de la colisión. [6] La intrusión a gran escala de plutones granitoides y batolitos fue inducida por la subducción oceánica; [6] y la fusión parcial de rocas metasedimentarias dentro del cinturón de empuje del antepaís condujo a la mineralización de estaño y tungsteno (el cinturón de estaño central). [15]
La placa de la India se separó de Gondwana y se dirigió hacia el norte a una velocidad de 10 cm/año durante el período Cretácico . [7]
La microplaca Birmania fracturada de Gondwana también se acopló al bloque Shan-Thai y juntas formaron parte de la placa Sunda aproximadamente en ese período. [15] Hay una discrepancia en cuanto al momento de la colisión Birmania-Shan-Thai: Mitchell (1989) dice Cretácico Inferior pero cambia al Eoceno Medio en 1993; [18] Hutchison (1989) dice Cretácico Tardío; [28] y Acharyya (1998) dice Oligoceno Tardío. [29]
A principios del Eoceno, el inicio de una dura colisión entre continentes entre la India y la placa de Eurasia condujo a la formación de la orogenia del Himalaya . [30] En el margen oriental de la placa de la India, se produce una alta subducción oblicua entre el límite de la India y la microplaca de Birmania. [31]
Entre finales del Eoceno y el Mioceno, el bloque de Birmania y Shan-Thai rotó entre 30° y 40° en el sentido de las agujas del reloj para dar cabida a la colisión principal a lo largo del límite de las placas. [30] Esto dio lugar a la tendencia del arco a desplazarse de la dirección este-oeste a la dirección norte-sur.
El límite de subducción forma un prisma de acreción [30] y, eventualmente, con empuje y plegamiento forma la Cordillera Indo-Birmana. [18]
Entre finales del Mioceno y el Plioceno, el desprendimiento de la microplaca de Birmania debajo del bloque Shan-Thai indujo una ventana del manto en la losa y dio lugar a un vulcanismo alcalino y calcoalcalino a lo largo del cinturón central de Myanmar. [32]
A finales del Mioceno (hace 10 millones de años), el Cinturón Central de Myanmar experimentó una importante transición de reorganización cinemática de las placas regionales. [16] Los regímenes tectónicos se transformaron de una fuerza extensional noroeste-sureste a una inversión de cuenca y fueron seguidos por un importante evento de elevación causado por la compresión este-oeste durante el período Plioceno-Pleistoceno. [33]
Myanmar alberga una variedad de yacimientos minerales de importancia económica y reconocimiento mundial. Es una fuente mundial de jade auténtico y produce algunos de los rubíes más finos del mundo [5] , y las minas del valle de Mogok han proporcionado la mayor parte del suministro mundial durante siglos [34] .
Los yacimientos minerales de Myanmar se dividen en diferentes provincias metalogénicas según los distintos trabajadores. [5] A continuación se describen las nueve principales:
Las cuencas de hidrocarburos de Myanmar se encuentran principalmente en el Cinturón Central de Myanmar, por ejemplo, la Cuenca de Salin, la Cuenca de Chindwin y la Cuenca de Hukawng a lo largo de 1000 km. [43] Las formaciones que componen las cuencas de hidrocarburos son rocas sedimentarias del Eoceno hasta mediados del Mioceno y selladas con intercalaciones de lutitas y arcillas del Oligoceno y Mioceno. [43]
{{cite journal}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace ){{cite journal}}: Requiere citar revista |journal=( ayuda )Mantenimiento de CS1: varios nombres: lista de autores ( enlace ){{cite journal}}: Requiere citar revista |journal=( ayuda ){{cite web}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )