El Terrane de Lhasa es un terreno , o fragmento de material de la corteza terrestre, suturado a la placa euroasiática durante el Cretácico que forma el actual sur del Tíbet . Toma su nombre de la ciudad de Lhasa en la Región Autónoma del Tíbet , China. La parte norte puede haberse originado en la orogenia de África Oriental , mientras que la parte sur parece haber sido alguna vez parte de Australia. Las dos partes se unieron, luego se unieron a Asia y luego fueron impactadas por la colisión de la placa india que formó el Himalaya .
El terreno de Lhasa está separado del Himalaya al sur por la sutura Yarlung-Tsangpo , y del terreno de Qiangtang al norte por la sutura Bangong-Nujiang . [1] El terreno de Lhasa tiene un basamento cristalino precámbrico superpuesto con estratos sedimentarios del Paleozoico ( c. 541–252 Ma [a] ) y Mesozoico ( c. 252–66 Ma) y que contiene rocas magmáticas del Paleozoico al Cenozoico (66 Ma hasta el presente). Se cree que es el último bloque de corteza en acreción a la placa euroasiática antes de que colisionara con la placa india en el Cenozoico. [2]
El terreno de Lhasa estaba formado por dos bloques antes del Mesozoico , el Bloque de Lhasa Norte y el Bloque de Lhasa Sur. [3] Los dos bloques tienen una litología y edades de circón detrítico similares a las del terreno de Qiangtang y a los estratos de Tethyan en el Himalaya, lo que sugiere que estas áreas estaban cerca en Gondwana. Las edades de circón detrítico difieren un poco entre los terrenos de Lhasa Norte y Sur. [4] El terreno de Lhasa Sur parece haber evolucionado como parte de Australia a finales del Precámbrico y principios del Paleozoico. El análisis isotópico de circones detríticos de c. 1170 Ma de rocas metasedimentarias del Paleozoico en el terreno de Lhasa muestra valores idénticos a los circones detríticos de la misma edad de Australia Occidental. Los circones detríticos probablemente procedían del cinturón Albany-Fraser del suroeste de Australia. [5]
El terreno de Lhasa del Norte puede haberse formado en parte a partir de la parte norte de la orogenia de África Oriental . Las rocas de la corteza oceánica neoproterozoica están incluidas en el basamento cristalino del terreno de Lhasa del Norte, que probablemente provienen del océano de Mozambique que se formó cuando el supercontinente Rodinia se rompió. En el Criogénico Tardío , alrededor de 650 Ma, el basamento de la corteza oceánica de Lhasa del Norte experimentó metamorfismo HP en la zona de subducción asociada con el cierre del océano de Mozambique. En el Paleozoico Temprano, alrededor de 485 Ma, experimentó metamorfismo MP asociado con la amalgamación de Gondwana Oriental y Occidental . [2]
En el Paleozoico temprano, los terrenos de Lhasa del Norte y del Sur y el terreno de Qiangtang experimentaron magmatismo que parece haber sido el resultado de una orogenia de tipo andino causada cuando el océano Proto-Tetis se subdujo después de que Gondwana finalmente se fusionara. En el Paleozoico medio, alrededor de 360 Ma, los terrenos de Lhasa y Qiangtang volvieron a experimentar magmatismo, aparentemente debido a la subducción del océano Paleo-Tetis . [2]
El terreno de Lhasa se formó a partir de los terrenos de Lhasa Norte y Sur, que al principio estaban separados por el océano Paleo-Tetis, y se unieron en una zona de sutura en el Paleozoico Tardío. [2] El océano Paleo-Tetis que separaba los terrenos de Lhasa Norte y Sur se cerró, y alrededor de 260 Ma en el Pérmico Tardío se formó un cinturón metamórfico HP entre los dos bloques. Alrededor de 220 Ma en el Triásico se formó un cinturón metamórfico MP. [2]
La meseta tibetana se formó a partir de una serie de terrenos continentales que se separaron del norte de Gondwana en el Paleozoico y el Mesozoico, se desplazaron hacia el norte y se acrecentaron hasta el sur de Asia. El terreno de Lhasa es el más al sur de estos terrenos. [3] El terreno de Lhasa se desplazó hacia el norte y colisionó con el terreno de Qiangtang a lo largo de la sutura Banggongco-Nujiang. [6] [7] La colisión comenzó hacia el final del Jurásico tardío ( c. 163-145 Ma), y la actividad de colisión continuó hasta principios del Cretácico tardío ( c. 100-66 ) Ma. Durante este período, el terreno puede haberse acortado al menos 180 kilómetros (110 mi). [1] Los estratos del Jurásico Inferior en la sutura Bangong entre los terrenos de Lhasa y Qiangtang difieren de las rocas en el terreno de Lhasa y parecen tener una fuente única. [8]
La colisión con el terreno Qiangtang provocó la formación de una cuenca periférica en la parte norte del terreno Lhasa, que persistió hasta el Cretácico Inferior. En algunas partes de la cuenca del antepaís, la subducción en dirección norte de la corteza oceánica neotetiana debajo del terreno Lhasa provocó vulcanismo. El arco volcánico Gangdese se formó a medida que esta subducción continuaba a lo largo del margen sur del terreno Lhasa. [9] El batolito Gangdese invade la mitad sur del terreno Lhasa. [10] Hay evidencia de que a fines del Cretácico, la corteza del Tíbet meridional tenía aproximadamente el doble de espesor de lo normal. [11]
Los sedimentos clásticos encontrados en el terreno se depositaron en aguas poco profundas durante el Cretácico Inferior ( c. 146–100 Ma). En el norte de Lhasa, estos sedimentos se formaron en la cuenca del antepaís creada durante la colisión Lhasa-Qiangtang. Están cubiertos por caliza marina del período Aptiense-Albiano, depositada en un canal continental poco profundo. La Formación Takena se desarrolló en el Cretácico Superior en la cuenca del antepaís al norte del arco magmático Gangdese, y consiste en caliza marina cubierta por lechos rojos fluviales. [8] Los pliegues aflorantes en la Formación Takena entre Lhasa y Yangbajain son verticales o se inclinan ligeramente hacia el norte o el sur, e indican un acortamiento del 30% al 50% en el Cretácico Superior antes de la colisión india. [10]
El contacto con la placa india comenzó a lo largo de la sutura Yarlung-Zangbo alrededor de 50 Ma durante el Eoceno , y los dos continentes continúan convergiendo. El magmatismo continuó en el arco Gangdese hasta hace 40 Ma. [10] Existen hipótesis en pugna sobre los detalles de los procesos tectónicos durante la colisión entre las placas india y euroasiática. [4] En un extremo, algunos consideran que durante la colisión la corteza india se hundió bajo la corteza asiática meridional, o se inyectó en esta corteza. En el otro extremo, algunos consideran que la convergencia se acomodó principalmente mediante el acortamiento de la corteza asiática. [12]
Los resultados de los perfiles de reflexión sísmica, publicados en 1998, indican que puede haber una zona de fusión parcial en la corteza media bajo la longitud del graben Yangbajain-Damxung a partir de una profundidad de 12 a 18 kilómetros (7,5 a 11,2 millas). La reflexión ondula, por lo que la zona de fusión puede haber sido deformada tectónicamente. Las reflexiones que se inclinan hacia el norte en las profundidades de la corteza debajo del batolito de Gangdese a una profundidad de 40 a 60 kilómetros (25 a 37 millas) pueden marcar el buzamiento hacia abajo de la sutura Yarlung-Zangbo, o pueden marcar una falla inversa más reciente. En conjunto, los resultados indican que la corteza superior del terreno de Lhasa se acortó moderadamente por la colisión, con fusión en la corteza media. No apoyan ni descartan el subempuje o la inyección de fluidos de la corteza continental india debajo del terreno de Lhasa. [12]
La Formación Linzizong se distribuye ampliamente a lo largo del Cinturón de Ganges. Fue emplazada entre 69 y 43 Ma cerca de Lhasa y entre 54 y 37 Ma en el suroeste del Tíbet. Está ligeramente plegada y se inclina suavemente hacia el norte. La formación está sustentada de manera discordante por secuencias sedimentarias del Cretácico de más de 3000 metros (9800 pies) de espesor, que están fuertemente plegadas. [13] Los resultados de los estudios paleomagnéticos de la Formación Linzizong en la Cuenca de Linzhou y la Formación Takena informados en 2009 indican que hubo poco movimiento del terreno de Lhasa en el Cretácico y el Eoceno temprano. Las mediciones dan un movimiento hacia el norte del terreno de Lhasa desde entonces de 1847 ± 763 kilómetros (1148 ± 474 millas). Esto implica que hubo un acortamiento significativo de la corteza a medida que avanzaba la colisión. [14] El terreno del sur de Lhasa experimentó metamorfismo y magmatismo en el Cenozoico temprano (55-45 Ma) y metamorfismo en el Eoceno tardío (40-30 Ma), presumiblemente debido a la colisión entre los continentes de India y Eurasia. [2]
Los estratos sedimentarios del Paleozoico son principalmente arenisca carbonífera , metasandstone, pizarra y filita , y en menor medida caliza ordovícica, silúrica y pérmica . Los estratos precámbricos rara vez están expuestos. Las rocas del Triásico incluyen calizas intercaladas y unidades volcánicas basálticas, más comunes a lo largo del margen sur del terreno. En el terreno norte, los estratos jurásicos son arenisca y pizarra de aguas profundas, a menudo con conjuntos ofiolíticos . En el terreno sur, los estratos jurásicos son calizas marinas y lutitas . Los estratos del Cretácico Inferior son lutitas clásticas , areniscas y unidades de conglomerado local. Las unidades clásticas del Cretácico Inferior están superpuestas por una caliza marina poco profunda del período Aptiense-Albiano, expuesta en muchos lugares, que en algunos lugares contiene fósiles del Cenomaniano . Los estratos del Cretácico Superior son sucesiones de areniscas fluviales arcósicas y lutitas. [9]
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