Sutura de Bangong
La zona de sutura de Bangong tiene aproximadamente 1200 km de largo, tiende a una orientación este-oeste,[2] y una ubicación clave en la zona de las fallas conjugadas del Tíbet central. Situada en el Tíbet central entre los terranos de Lhasa (bloque meridional) y Qiangtang (bloque septentrional), es un cinturón discontinuo de ofiolitas y mélange[1] que tiene una anchura de 10 a 20 km, hasta 50 km[3] de ancho en algunos lugares. La parte norte de la zona de la falla consiste en fallas sinistrales de golpe-deslizamiento en el noreste, mientras que la parte sur consiste en fallas laterales de golpe-deslizamiento en el noroeste.[4] Estas fallas conjugadas al norte y al sur del Bangong se intersectan entre sí a lo largo de la zona de sutura del Bangong-Nujiang.[4]
Desarrollo de colisiones y suturas[editar]
La geología de la sutura incluye esquisto marino del Jurásico y estratos conglomerados, mélange y ofiolitas y rocas volcánicas de múltiples pulsos de magmatismo.[5] Cada una de estas litologías se puede relacionar con terrones específicos, ya sea arcos de islas[6] o microcontinentes, que se reunieron frente al subcontinente indio mientras éste se desplazaba hacia el norte durante el Mesozoico. Durante la colisión jurásico-cretácea[7] de los terranos de Lhasa y Qiangtang, el antiguo océano de Tethys se cerró,[1][7] creando la zona de sutura de Bangong. La litosfera oceánica (el Meso Tethys) fue consumida durante esta colisión y subducida bajo el terrano Qiangtang[1] lo que provocó la abducción de ofiolitos en el margen norte del terrano Lhasa.[7] Este período de abducción es generalmente aceptado para marcar el fin de la subducción oceánica bajo el sur de Qiangtang y el comienzo de la colisión Lhasa-Qiangtang.[7] Una característica importante de la sutura de Bangong es el sótano de Amdo. Esta exposición del basamento cristalino pre-Mesozoico es de ~100 km de largo y ~50 km de ancho.[7] La geología del Amdo registra el metamorfismo, magmatismo y exhumación del Mesozoico y está compuesto de ortogneisses y metasedimentos que son intrusos por granitoides no deformados.[7]
Reactivación del cenozoico[editar]
A la sutura de los microcontinentes le siguió la continua deriva hacia el norte del subcontinente indio, que colisionó con Eurasia durante el Cenozoico, hace unos 45-55 millones de años.[8] Desde la colisión India-Eurasia, se predice que la tasa de convergencia con Eurasia se ha reducido en más del 40% entre 20 y 10 Ma debido al engrosamiento de la corteza.[8] La alta meseta tibetana resistió un mayor engrosamiento de la corteza que condujo a la ralentización de la convergencia y la subsiguiente migración del acortamiento de la corteza a los flancos de la meseta.[8] El cierre del Océano Neo-Tethys se produjo en este momento,[1] cuando el borde sur de Eurasia (marcado por el terrón de Lhasa), colisionó con la India. La penetración de la India en Eurasia reactivó la zona de sutura (que está situada en el centro de la meseta tibetana),[9] causando el movimiento hacia el norte tanto de las fallas de empuje como de las fallas de golpe-deslizamiento. Las fallas de golpe-deslizamiento fueron responsables del movimiento de la mayoría de los bloques continentales no deformados hacia el este, lejos de la principal zona convergente.[4]
Implicaciones de la sutura de Bangong[editar]
Las interpretaciones clásicas de la tectónica de placas indican que la deformación de la colisión euroasiático-india debe concentrarse a lo largo de la zona de subducción. Sin embargo, el sistema tibetano no actúa de esta manera, ya que se producen deformaciones importantes a lo largo de los flancos norte y noreste de la meseta tibetana. Para resolver este problema, se propusieron dos modelos de miembros finales: un modelo de "Tíbet blando" y la tectónica de microplacas.[9][10] Según el modelo de "Tíbet blando", la litosfera se comporta como una fina lámina viscosa para acomodar el acortamiento ampliamente distribuido tanto de la corteza como del manto litosférico.[10] La tectónica de microplacas sugiere que cada terrón actúa por sí mismo, según sus propios límites, y las suturas entre ellos (incluyendo la sutura Bangong entre el Lhasa y el Qiangtang) se reactivan en el Cenozoico.[9]
Predicciones del modelo del miembro final[editar]
Cada uno de los dos modelos hace una predicción diferente para la reactivación a lo largo de la sutura de Bangong. El modelo del "Tíbet blando" sugiere que se produciría una serie de pequeñas fallas múltiples a lo largo de la zona de sutura, debido a la naturaleza dúctil de la litosfera.[10] Según el modelo de tectónica de microplacas, deberían estar presentes grandes fallas de deslizamiento por impacto con un desplazamiento significativo. También debería haber extrusión de la corteza (en forma de fallas sinistrales de golpe-deslizamiento) y sería causada por la subducción oblicua en los bordes de la zona de sutura.[9] Comprender la evolución y la estructura de estas fallas, así como otras fallas de límite (fallas que rodean la meseta tibetana) es importante para limitar la formación y la deformación de la meseta tibetana. Se están llevando a cabo investigaciones para identificar las características en el campo que satisfagan cualquiera de estas hipótesis.
Referencias[editar]
- ↑ a b c d e Guynn, J.; Kapp, P.; Gehrels, G. E.; Ding, L. (2012). «U–Pb geochronology of basement rocks in central Tibet and paleogeographic implications». Journal of Asian Earth Sciences 43 (1): 23-50. Bibcode:2012JAESc..43...23G. doi:10.1016/j.jseaes.2011.09.003.
- ↑ Shi (2008). «The Bangong Lake ophiolite (NW Tibet) and its bearing on the tectonic evolution of the Bangong-Nujiang suture zone». Journal of Asian Earth Sciences 32 (5–6): 438-457. Bibcode:2008JAESc..32..438S. doi:10.1016/j.jseaes.2007.11.011.
- ↑ Schneider (2003). «Tectonic and sedimentary basin evolution of the eastern Bangong-Nujiang zone (Tibet): a Reading cycle». International Journal of Earth Sciences 92 (2): 228-254. Bibcode:2003IJEaS..92..228S. doi:10.1007/s00531-003-0311-5.
- ↑ a b c Taylor (2003). «Conjugate strike-slip faulting along the Bangong-Nujiang suture zone accommodates coeval east–west extension and north–south shortening in the interior of the Tibetan Plateau». Tectonics 22 (4): n/a. Bibcode:2003Tecto..22.1044T. doi:10.1029/2002TC001361.
- ↑ Gehrels (2011). «Detrital zircon geochronology of pre-Tertiary strata in the Tibetan-Himalayan orogen». Tectonics 30 (5): n/a. Bibcode:2011Tecto..30.5016G. doi:10.1029/2011TC002868.
- ↑ Yin and Harrison (2000). «Geologic Evolution of the Himalayan-Tibetan Orogen». Annual Review of Earth and Planetary Sciences 28: 211-280. Bibcode:2000AREPS..28..211Y. doi:10.1146/annurev.earth.28.1.211.
- ↑ a b c d e f g Guynn (2006). «Tibetan basement rocks near Amdo reveal "missing" Mesozoic tectonism along the Bangong suture, central Tibet». Geology 34 (6): 505-508. Bibcode:2006Geo....34..505G. doi:10.1130/G22453.1.
- ↑ a b c Molnar and Stock (2009). «Slowing of India's convergence with Eurasia since 20 Ma and its implications for Tibetan mantle dynamics». Tectonics 28 (3): n/a. Bibcode:2009Tecto..28.3001M. doi:10.1029/2008TC002271.
- ↑ a b c d Tapponnier (2001). «Oblique stepwise Rise and Growth of the Tibet Plateau». Science 294 (5547): 1671-7. Bibcode:2001Sci...294.1671T. PMID 11721044. doi:10.1126/science.105978.
- ↑ a b c England and Houseman (1986). «Finite Strain Calculations of Continental Deformation 2. Comparison With the India-Asia Collision Zone». Journal of Geophysical Research 91 (B3): 3664-3676. Bibcode:1986JGR....91.3664E. doi:10.1029/JB091iB03p03664.