La Era Paleozoica: las etapas de formación y desaparición de los antiguos océanos asiáticos
En el Cámbrico del Paleozoico temprano, a excepción de la cuenca oceánica en el área de Tangbal en el norte, esta área todavía se encuentra en un estado estable. Durante el período, principalmente en ambientes costeros y marinos poco profundos, hay rocas clásticas que contienen fósforo y depósitos de piedra caliza biogénica (Figura 1-15a). El Ordovícico entró en el período de formación y desarrollo del océano Paleoasiático (Figura 1-15b, C, D). La corteza del borde norte de la cuenca de Ili se estiró gradualmente durante el Ordovícico temprano, y se formó un margen continental pasivo magmático en el área de Polokolo durante el Ordovícico medio. Wang Baoyu et al. (1997) alguna vez creyeron que el período Ordovícico de este cinturón era la cuenca del rift de Polokolo temprano y que no existía una cuenca oceánica, mientras que Xiao Xuchang et al. (2005) creían que este cinturón era la microplaca Junggar-Balkhash y Kazajstán-Junggar La zona de unión de la microplaca Muyunkum-Kozirku-Ili en la placa central. Según nuestro estudio exhaustivo de diversas características geológicas del sistema de fallas en esta zona, se muestra que esta zona contiene rocas ultramáficas de la corteza oceánica desde el margen continental pasivo extensional del Ordovícico hasta la fase de talud del margen continental activo del Silúrico (de Gendaban, lherzolita de Hashel) y rocas volcánicas, lo que demuestra que el cinturón estaba conectado con las áreas oceánicas Chu-Ili y Kenda Taotao-Silúrico en el oeste durante el Ordovícico-Silúrico y con Gangou-Kang en el este de Kurta. El océano Ili en esta área finalmente fue cerrado por subducción bidireccional en el Silúrico Superior (Figura 1-15e).
La formación del Área Oceánica del Sur de Tianshan fue ligeramente posterior a la del Área Oceánica de Ili. En el Ordovícico temprano, debido a la tensión de tracción de la próxima apertura del Océano Ili, aparecieron intrusiones de granito potásico de tipo "A" no orogénico en la sección occidental de las Montañas Nalati (Figura 1-15b). Durante el Ordovícico medio, la zona de sutura del Proterozoico en el borde sur de las montañas Nalati experimentó otro proceso de extensión, acompañado por la segunda intrusión del granito potásico tipo "A" en el área de Ladun Daban (Figura 1-15c). El Ordovícico Superior fue el período de formación de la cuenca oceánica, que se abrió gradualmente de norte a sur en la zona de extensión en el borde sur del monte Nalati. En el Silúrico Temprano, el Océano Tianshan del Sur comenzó a subducirse hacia el norte junto con la microplaca Wusun-Awulal, formando un entorno extensional local en el área de Jingbulake en el extremo norte del antiguo continente Narati (Figura 1-15e), que contenía cobre. Las rocas básicas-ultrabásicas de depósitos de níquel se emplazan en forma de diapiros (Zhang Zuoheng et al., 2007).
Observando el cinturón de rocas mixtas de ofiolita expuesto en el área adyacente oriental de esta área, de norte a sur son: ofiolítica Guluogou-Wuwamen, Yushugou-Tonghuashan, Huolashan-Kulehe Heyingshan-Mandalek-Seyakyilaq cinturón de roca mixta, etc. Vale la pena señalar que a lo largo de las fallas a lo largo de la línea Guluogou-Uwamen-Bortu-Gongbaizi en el borde sur de las montañas Nalati, un conjunto de complejos de rocas básicas-ultrabásicas de tipo no ofiolita quedaron expuestos de forma intermitente. La masa es Precámbrica y Paleozoica (Jiang Changyi et al., 2000). Por lo tanto, la zona de falla profunda, como una importante línea divisoria entre los cinturones tectónicos de Tianshan Central y Tianshan del Sur, alguna vez fue una zona activa ultralarga. Dong Yunpeng et al. (2005) estudiaron el entorno tectónico para la formación de la ofiolita de Wuwamen y propusieron conectar el cinturón de ofiolita de Yushugou y el cinturón estructural de Wuwamen-Gongbaizi. Esta opinión es cuestionable, porque una gran cantidad de rocas volcánicas del arco silúrico, rocas clásticas y mármoles están expuestas en la zona de falla en el borde sur del cinturón de mezcla de ofiolitas de Yongshugou, y están invadidas por granito del Devónico, incluidos bloques estructurales de esquisto. Se infiere que esta zona también es una estructura del Paleozoico temprano. Por lo tanto, desde la perspectiva del modelo de estructura espacial, el cinturón de mezcla de ofiolita de Yushugou debería ser un cinturón de ofiolita independiente. Creemos que esta zona puede estar oculta en el cinturón estructural en la vertiente norte de las montañas Hake en el oeste, y luego puede estar conectada con las zonas de superposición de subducción superpuestas del Paleozoico temprano y tardío en el borde sur de las montañas Jiyinriktao (He et al., 2000, 2001). Esto aún está por verse en más investigaciones. La ofiolita de Kule es el extremo más meridional del cinturón de ofiolitas. Long et al (2006) determinaron su edad de formación como el Silúrico Medio (425 ± 8 Ma) a través de la datación U-Pb con circonio SHRIMP, que cambió la fecha en que se formó el cinturón de ofiolita. Comprensión del Devónico (et al., 1996). Además, Feng Xinchang et al. (2005) y Cai Dongsheng et al. (1996) encontraron una discordancia de la Formación Yeyungou del Carbonífero Inferior en la ofiolita, confirmando que la estratigrafía Carbonífera Weixiana encontrada en estudios de perfil sísmico en el norte de Tarim y Tazhong es consistente con Los estratos subyacentes son discordantes, y la Cuenca Oceánica de Kuller experimentó el Período Silúrico. Merece atención si esta zona puede conectarse con la ofiolita Palegong en la Cordillera Kuokesayan al suroeste (Wang Chao et al., 2007).
Un análisis exhaustivo muestra que la evolución de la cuenca oceánica del sur de Tianshan tiene una tendencia de cambio gradual de norte a sur.
Esto significa que el basamento precámbrico en el extremo norte del antiguo continente de Tarim se ha estado dividiendo y acrecentando continuamente de norte a sur desde el Ordovícico tardío hasta el Silúrico tardío, y se ha separado del antiguo continente de Tarim, formando tres amplias bandas de naturaleza de plataforma carbonatada. intercalado entre depresiones oceánicas. Cadena de islas submarinas (Figura 1-15d, E, F). La pendiente en la unión de la cadena de islas, la depresión oceánica y el área del océano contiene roca fangosa intercalada con roca carbonatada.
El patrón tectónico del sur del océano Tianshan, que es el mismo que el de la cadena de islas, ha experimentado complejos eventos térmicos tectónicos y mecanismos de reentrada de deformación durante su formación y desaparición. Según la edad de la meseta 40Ar-39Ar del piroxeno de ofiolita de Chang'awuz, el margen sur de la cuenca oceánica de Nalati en las montañas del sur de Tianshan es de 439 Ma (Hao Jie et al., 1993), lo que representa la edad de formación de la ofiolita. en este cinturón. En la ladera norte de la montaña Haake en la misma zona estructural, la edad de la meseta 40Ar-39Ar del esquisto azul de Tekes es 415,37 ± 2,17 ma (Gao Jun et al., 1994), y la edad metamórfica de la fase de esquisto azul de berilo es 415 ~ 408 ma ( Gao Jun et al., Nala La edad del granito de impacto de alta temperatura y baja presión de Tishan es de 378 Ma, y todos los valores de edad de los isótopos anteriores reflejan la montaña Nalati. Según la investigación de Dong Yunpeng et al. 2005), el tiempo de formación del cinturón de ofiolita de Yushugou fue el Ordovícico tardío (440 ± 18 ~ 439 Ma), entre los cuales el terreno de ofiolita metamórfica de granulita de alta presión puede considerarse como un terreno especial expuesto en la superficie actual después del La litosfera oceánica fue subducida a una profundidad de 40 ~ 50 km (su edad SHRIMP zircon U-Pb es 392 ± 7 Ma. Por lo tanto, la subducción hacia el norte de la cuenca oceánica en esta área debería haber ocurrido en el Silúrico Medio (Figura 1-15e). ), la colisión ocurrió a finales del Devónico, y el Carbonífero tardío entró en la etapa de evolución orogénica intracontinental posterior a la colisión
2. >La región occidental de Tianshan entró en un nuevo período de evolución tectónica a partir del Devónico. En el área de Polokolo, el Devónico giró después del cierre del Océano Ili, entrando en la etapa de levantamiento compresivo y orogenia, al mismo tiempo, empuje y napa. Las estructuras se produjeron de sur a norte y se produjo un emplazamiento de granito. Como resultado, el movimiento de placas del antiguo Océano Asiático entró en la etapa de orogenia de colisión temprana, y el área del sur de Tianshan todavía era un área sedimentaria, el microoceánico Horashan-Kule. La cuenca se ha cerrado, según los fósiles de radiolarios del Devónico-Carbonífero temprano encontrados en las rocas silíceas del cinturón de ofiolitas de Heyingshan-Mandalk en el borde sur (Shu et al., 2007); era una estrecha cuenca oceánica en el Devónico tardío, y otras áreas todavía se encontraban en el entorno de una plataforma y vaguada de carbonato (Figura 1-15g, h). El área de Luo entró en la etapa de relajación post-orogénica, y el área de Bayingou fue la más profunda.
El área del lago Aibi-Bayingou fue arrastrada hacia el océano, y el área continental pasiva. El margen sur del área oceánica era la cuenca carbonatada poco profunda de Bizhentao-Khanjiga, que formaba una serie de cuencas sedimentarias volcánicas con fallas extensionales, la famosa Ah. El depósito Xijin se produce en el borde norte de la cuenca volcánica de la falla Turasu del arco posterior. Según el análisis de la estructura del campo y las características de la composición de la roca volcánica, la formación del depósito Ashjin está relacionada con el afloramiento y la deposición de fluido hidrotermal aurífero a lo largo del borde de la estructura volcánica después del cese de la actividad volcánica. A principios del Carbonífero Medio, el océano Bayingou experimentó una subducción bidireccional y se desarrolló un sistema típico de cuenca de arco de trinchera en su borde sur. Según el análisis de la sección de campo (ver Figura 1-8), el marco estructural de esta área se puede dividir de norte a norte. al sur son: ① cinturón complejo de ofiolitas subducidas por Bayingou; (2) arco volcánico del margen oceánico del río Sancha; (4) arco de la isla Dabat; cuenca volcánica fallada; El Arco de la Isla Dabate del Carbonífero Medio evolucionó en la plataforma de carbonato marino poco profundo del margen continental pasivo del Carbonífero temprano (Figura 1-15i, j). La mineralización durante este período incluyó mineralización de cromita en complejos de acumulación máfica, pórfido de pequeña escala. depósitos de cobre-molibdeno en el arco de la isla Dabat, y depósitos de cobre de pórfido-skarn de Lamasu de tamaño mediano en el mismo cinturón estructural. A finales del Carbonífero Medio, la cuenca microoceánica del norte de Tianshan (Bayingou) se subdujo y subdujo, formando un entorno de depósito de vaguada residual con características de depósito de corriente de turbidez. El Carbonífero Medio en la Cuenca de Yili se encuentra en un entorno dinámico de apertura y cierre alternados, dominado por la extensión y fuertemente deprimido, formando una cuenca sedimentaria volcánica de tipo rift. La cuenca marina carbonatada poco profunda caracterizada por el mar residual en el sur de Tianshan se redujo continuamente desde el Carbonífero Temprano hasta el Carbonífero Medio, y finalmente desapareció en el Carbonífero Tardío (Figura 1-15i, j, k). Durante el Carbonífero Tardío, esta área experimentó la orogenia de la colisión continental tardía, las montañas Tianshan del sur se elevaron, la intrusión de batolito de granito a gran escala en las montañas Tianshan norte y central se ubicó en el área de levantamiento estructural, y las áreas bajas correspondientes fueron lleno de desechos gruesos de fase de melaza (Fig. 1-15l). En ese momento, la actividad del magma que contenía minerales era muy activa y el depósito de hierro Butai sedimentario hidrotermal volcánico al estilo del condado de Xinyuan se produjo en las rocas silíceas de la zona del rift de Ili.
Después de la última colisión continente-continente en el Carbonífero Superior, se produjo un intenso intercambio y afloramiento de material corteza-manto en la corteza profunda. En el Pérmico Inferior, la cuenca de Ili, las montañas Alatau, las montañas Hanji y otros lugares colapsaron debido al desbordamiento de. magma ascendente. Cuenca del Rift (Figura 1-15m). Al final del Pérmico Inferior, la zona del rift de Ili se cerró brevemente y luego se volvió a abrir, pero la actividad volcánica se debilitó gradualmente. El fenómeno de mineralización de cobre en la zona del Rift del Pérmico Ili es muy obvio, incluidos pequeños depósitos de cobre como Kesbulak, Qunjisayi, Kizilek en el sur del Tíbet y Qiongbulak en las montañas Awulala, todos los cuales están relacionados con la actividad hidrotermal temprana del La última intrusión de magma volcánico en el último período interestelar está estrechamente relacionada.