Evolución paleobiogeográfica
1. Paleogeografía de insectos hemípteros en el Período Cretácico Medio
Los orbitolinínidos son grandes foraminíferos bentónicos con conchas arenosas cementadas. Fue traducido al chino porque parecía un sombrero. Este organismo es común en los estratos marinos del Cretácico medio en muchas partes del mundo. Comenzó a aparecer a finales del período Barham del Cretácico Inferior y se extinguió al final del período Cenomaniano en el Cretácico Superior. Tiene una amplia distribución geográfica, rápida evolución y juega un papel importante en la división estratigráfica. Desde una perspectiva ecológica, las medusas en órbita viven en ambientes marinos costeros cálidos y poco profundos, son comunes en áreas sedimentarias ricas en carbonatos y pueden adaptarse a ambientes de agua de alta turbidez. En un ambiente de aguas poco profundas, su forma a menudo cambia con la profundidad del agua de mar y la intensidad hidrodinámica de la zona cercana a la costa, y su estructura de caparazón a menudo cambia con los materiales circundantes. En un fondo marino limpio, puede absorber finas partículas de carbonato para construir su caparazón, mientras que en un fondo marino de aguas turbias, donde se han inyectado grandes cantidades de material terrestre, combina la caparazón con diferentes tipos de partículas gruesas a su alrededor. El entorno de vida de este tipo de criatura se limita a los mares costeros cálidos y poco profundos. Su distribución paleogeográfica no sólo se ve afectada por la zonificación del clima y la latitud, sino que también está estrictamente bloqueada por las cuencas marinas profundas y los entornos terrestres. Por tanto, el estudio de su distribución geográfica ayuda a restablecer la evolución de la localización paleogeográfica durante su existencia.
Durante el Cretácico, el Tíbet estaba situado en la parte oriental del mar de Tetis. Tetis tectónico generalmente se refiere a un dominio tectónico similar a un cinturón global en el sur de Eurasia. Los geólogos lo llaman un vasto océano entre Lauea y Gondwana que finalmente se cerró y desapareció, formando el continente orogénico gigante de Tetis (Liu Zengqian et al., 1990). Este cinturón orogénico es el dominio tectónico de la Tierra con las estructuras corticales y litosféricas más complejas y la mayoría de los tipos de cinturones orogénicos. No sólo registra la historia geológica de la desintegración de Gondwana en el sur, la acreción del continente asiático y su convergencia y levantamiento final, sino que también registra una serie de eventos geológicos importantes en el surgimiento, desarrollo y desaparición del Tetis. Océano. Generalmente se cree que la meseta tibetana está compuesta por una serie de microplacas y placas unidas por suturas, que son zonas de subducción de placas compuestas por restos de aguas profundas, ofiolitas y mezclas. En tres dimensiones, la meseta Qinghai-Tíbet presenta un patrón estructural de "franjas" activas y "bloques" estables que se alternan, con los cuerpos principales distribuidos de este a oeste (Wang Naiwen, 1983a, B; Liu Zengqian et al., 1990; Pan Yusheng et al., 1998). La zona de sutura de Pangong Tso Nujiang es el océano Tetis medio en el Jurásico medio, y la zona de sutura Indo-Yarlung Zangbo es el océano Tetis mesozoico formado por rifting a gran escala en el Triásico Tardío y expansión en el Jurásico y Cretácico. Comenzó a contraerse a finales del Cretácico y se cerró por completo en el Paleógeno. Wang Naiwen (1983 a y B) llamó al área entre las dos zonas de sutura macizo del norte del Tíbet, y el macizo (o terreno) de Lhasa se utiliza generalmente para representar esta región que se extiende de este a oeste (Mershiye et al., 1984; Pan Yusheng et al., 1998). El Precámbrico en esta zona es una serie de rocas metamórficas de profundidad media, que forman un basamento cristalino. La cubierta sedimentaria desde el Paleozoico al Paleógeno es principalmente estable en la fase marina. A mediados del Cretácico, la fauna de Orbitornis vivía principalmente en el macizo de Lhasa y también se encontraba en algunas zonas del lado norte de la cuenca de Qiangtang. Los cambios en los patrones paleotectónicos pueden afectar la diferenciación de la biota y, a la inversa, el estudio de la paleogeografía restaurará las posiciones relativas de las placas continentales.
(1) Hemípteros en el Macizo de Lhasa y Cuenca de Qiangtang
En el Macizo de Lhasa, los sedimentos del Cretácico Medio se distribuyen en tres cuencas sedimentarias de sur a norte: La cuenca del antearco en el borde sur de Gangdise, la cuenca intraarco de Gangdese-Nyenchen Tanglha y la cuenca del arco posterior en el norte del Tíbet (Yu Guangming y Wang Chengshan, 1990). Estas tres cuencas sedimentarias son ricas en fauna orbitozoaria. Según los resultados de la investigación actual, la distribución de esta fauna en el Tíbet se limita a estas tres cuencas sedimentarias.
La cuenca del antearco en el margen sur del Gangdese se encuentra en la Zona de Sutura Indo-Brahmaputra en la parte sur del Macizo de Lhasa, con una longitud de 550 kilómetros y una anchura de 20 kilómetros. Su antiguo entorno tectónico está delimitado por el arco magmático de Gangdese al norte y el cinturón de ofiolita y el cinturón de rocas mixtas de ofiolita de Yarlung Zangbo al sur.
La cuenca se extiende de este a oeste y deposita enormes facies de flysch detríticas continentales derivadas principalmente de áreas adyacentes al continente. Los estratos sedimentarios incluyen principalmente la Formación Sangzugang y la Formación Angren. La Formación Sangzugang es un conjunto de piedra caliza bioclástica de estratos gruesos de color gris y piedra caliza biolítica masiva, rica en foraminíferos, corales, almejas y otros fósiles. La fauna orbital se encuentra principalmente en la piedra caliza de la Formación Sangzugang. La Formación Angren es un conjunto de facies de flysch detríticas terrestres enormemente espesas, derivadas principalmente de áreas adyacentes del continente, y también se observan fósiles de orbitozoos en algunos de los estratos inferiores (Wan Xiaoqiao et al., 1997). Yanhe et al. (1976) estudiaron los gusanos orbitales contenidos en la Formación Sangzugang, incluidos los gusanos orbitales, los gusanos orbitales en forma de cono, los gusanos orbitales en forma de escudo, los gusanos orbitales de capas delgadas, los gusanos orbitales cóncavos, etc. Con base en la aparición de O. concava, se determinó que la edad del conjunto de fósiles era el período Cenomaniano. En estudios posteriores, más investigadores revisaron esta lista de fósiles. Basándose en la reidentificación, se cree que la edad de este conjunto de fósiles es desde el Aptiano hasta el Albiano temprano en el Cretácico Inferior (Wang Sien, 1988; Yin Jixiang et al., 1988b). El autor vuelve a estudiar los fósiles de la Formación Sangzugang y determina que son Orbitolina conica, O.scutum, O.texana, O.aperta y O.discoidea. Al mismo tiempo, basándose en las características de Orbitolina y los fósiles de amonita que cubren. El fondo del control del Estrato de la Formación Angren determina además que la fauna de Orbitolínidos de la Formación Sangzugang es desde el período Aptiano hasta el Albiano temprano (Wan Xiaoqiao et al., 65438
La Cuenca del Arco Gangdise-Nyenchen Tanglha se refiere al Gangdese El área del arco magmático Si es una serie de cuencas extensionales delimitadas por fallas, y su formación está relacionada con el hundimiento de estructuras volcánicas locales. El sistema Cretácico en la cuenca incluye la Formación Linbuzong, la Formación Chumulong, la Formación Takna y la Formación Shexing. Los estratos sedimentarios de esta cuenca están mejor expuestos en el área de Linzhou al norte de Lhasa, y también se encuentran en Xietongmen, Dagatso y otros lugares del oeste. La fauna de Orbitolínidos en la Formación Takna es muy activa y está compuesta principalmente por un conjunto de. especie variada Está compuesto por limolitas y areniscas estacionales, y contiene más conglomerados arenosos, pizarras, lutitas y calizas, produciendo amonitas, corales, erizos de mar, bivalvos, gasterópodos, plantas y fósiles de foraminíferos, entre los cuales los Orbitolínidos son extremadamente abundantes. fósiles de Linzhou y Xietongmen, incluidos Orbitolina tibetica, O. minuta, O. trochus, O. planocupula y O. texana
El arco posterior del norte del Tíbet está ubicado en el lado norte del Gangdese. Arco magmático. Es una cuenca sedimentaria con corteza continental como base. Los tipos sedimentarios de la cuenca son complejos. El Cretácico incluye la Formación Duoni y la Formación Langshan en los tramos inferiores y la Formación Jingzhushan en los tramos superiores. Se han descubierto en Zhongdu, entre los cuales los fósiles de la Formación Langshan son los más abundantes, y a menudo forman la piedra caliza de los rotíferos Heliothis. La cuenca del arco posterior en el norte del Tíbet alcanzó el clímax de la transgresión durante la deposición de la Formación Langshan, formando la piedra caliza. Los depósitos de la plataforma de carbonato están ampliamente distribuidos en las áreas de Ritu a Namtso, y el espesor de los estratos varía desde 300 metros en el borde de la cuenca hasta 4000 metros en el centro de la Formación Langshan. La cuenca de Geji en el oeste es la más grande, alcanza unos 4300 m, el espesor disminuye gradualmente hacia el este, alcanzando sólo unos 300 m en Namtso. La cuenca del arco posterior también es una cuenca en forma de cuña que es estrecha en el este. y ancho en el oeste. El área de Geji en el oeste es el centro de la cuenca sedimentaria. Zhang (1982, 1986) estudió los fósiles de esta cuenca y realizó nuevas clasificaciones y descripciones de los fósiles orbitales. estudiados se encuentran en Shiquanhe, condado de Gaer, condado de Ritu, condado de Geji, condado de Gaize, condado de Cuoqin y condado de Shenzha, condado de Bangor, principalmente Orbitolina (E.) prisca, O. (E.) robusta, O. (C. ) microsphaerica, O. (C.) parva.
O.(C.)orientala, O.(C.)miniscula, O.(C.)alticonica, O.(C.)lepida, O.(P.)lenticularis, O.(P.)umbellate, O. (P.)discoidea, O.(P.)megasphaerica, O.(P.)complanata, O.(O.)aliensis, O.(O.)birmanica, O.(O.)deltoides, O.(O .)bangoinica, o .(o .)convaa, etc. Según el resumen estratigráfico de Xia Daixiang y Liu Shikun (1997), los fósiles orbitales encontrados en la capa intermedia de piedra caliza en la cima de la Formación Dorni son de edad más temprana y pertenecen al período Barrem tardío. La piedra caliza de la Formación Langshan era rica en fósiles desde el Aptiano hasta el Albiano. Orbitolina bangoinica y O. concava se produjeron en la Formación Jingzhushan, que ahora ha entrado en el Cenomaniano.
No hay informes de estratos marinos en la cuenca de Qiangtang al norte de la zona de sutura de Pangong Tso Nujiang. En los últimos años, los estudios geológicos han descubierto estratos marinos del Cretácico Medio en la zona de Tumen, en la parte central de la cuenca. Los fósiles incluyen principalmente corales y foraminíferos. Según la identificación del autor, los foraminíferos son Orbitolina birmanica, Orbitolina trochus, O.sp y Textulariasp.
El área sedimentaria al sur de la zona de sutura Indus-Yarlung Zangbo pertenece a la cuenca del margen continental pasivo del Himalaya (Yu Guangming, Wang Chengshan, 1990). A mediados del Cretácico, la zona se encontraba en un entorno marino de plataforma y el Tíbet era rico en fósiles de foraminíferos. En la cuenca Gangba-Dingri, los pequeños foraminíferos bentónicos representados por Rotalipora-Dorothia alguna vez estuvieron ampliamente mezclados (Wan Xiaoqiao, 1990, 1992), pero los foraminíferos orbitales no aparecieron al mismo tiempo. Tan al sur como Nepal, también hay buenos estratos marinos del Cretácico Medio en el área de Thakkhola. Los primeros estratos de Apte contienen fósiles de abanicos de mar, ostras y amonites, y son ricos en fauna de foraminíferos, principalmente Hedbergella y glbiggerineloides (Gibling et al., 1994). El Cretácico marino en Spiti, India, está bien desarrollado (Mamgain y Sastry, 1975; Nagappa, 1959), y la litología y el conjunto de fósiles de foraminíferos pueden compararse directamente con el área de Gangpa-Dingri en el Tíbet. También existe fauna foraminífera (Nagapa, 1959; Qureshi, 1977).
(2) Distribución global de los nematodos.
El Heliothis se encuentra en muchas partes del mundo, generalmente distribuido en los mares poco profundos de la plataforma alrededor del océano Tetis a mediados del Cretácico, principalmente en el Tíbet, Myanmar, Japón, Malasia, Indonesia, Cachemira, Afganistán, Oriente Medio, Europa occidental, Europa meridional, África del norte y el Caribe (Figura 6-1). Según las estadísticas reportadas, esta fauna se distribuye principalmente en el hemisferio norte, a excepción de Tanganica en África Central (Berthou et Schroeder, 1978; Sita y Ruselli, 1959; Desio, 1959; Drugo, 1984; Douglas, 1960, 1961; Hasimoto y Matsumaru, 1974, 1977; ). Según las estadísticas, en el hemisferio occidental generalmente se distribuye entre 0 ~ 30° N, pero en el norte de Europa, su distribución puede desarrollarse hacia el norte hasta 50° N. En el hemisferio antiguo, generalmente se distribuye en el área de 5° S ~ 40° N.
Figura 6-1 Mapa de distribución global de gusanos orbitales en el Cretácico medio
Los puntos indican las ubicaciones donde se produjeron los asteroides orbitales, que se limitan principalmente a la zona de latitud 5 ° a 40° de latitud sur; la línea de puntos representa la frontera entre India y Eurasia.
Como se mencionó anteriormente, la estructura orbital del Tíbet se limita al macizo de Lhasa y la cuenca de Qiangtang. Todavía hay una gran cantidad de secciones continuas en los extremos este y oeste de esta unidad estructural fuera del Tíbet (Figura. 6-2). Este grupo de organismos es abundante desde el este hasta Myanmar.
Myanmar está dividido en cuatro unidades tectónicas de este a oeste, de oeste a este, a saber, la zona costera de Arakan, la zona montañosa occidental, la zona cenozoica central y el bloque del estado de Shan-Tan Ning Tari (Thein, 1973). Según información inédita del profesor Chit Saing de la Universidad de Yangon y su comunicación personal, se desarrollaron estructuras orbitales en la zona central del Cenozoico y en el macizo Shan-Tanintharyi en el centro-este de Myanmar. En el cinturón cenozoico central, las orbitolínidas están expuestas en el valle de Hukawng y el área de Chindwin-Hkamti en el norte, representadas por Orbitolina texana y O. convea a. Los orbitolínidos se encuentran en el macizo Shan-Tanintharyi, en las zonas de Ayeyarwady y Tagaung en la costa este. La piedra caliza espesa que contiene orbitolínidos se encuentra entre ofiolita y rocas volcánicas. Los fósiles incluyen principalmente Orbitolina birmanica, O. convevia, O.texana, O.lenticularis, O.minuta, O.parva, etc. La edad de los estratos fosilíferos se considera Albiense-Cenomántica. La vasta zona en la que se distribuyen los orbitolínidos birmanos pertenece al borde suroeste de Eurasia. La parte occidental de esta zona está separada de la placa india por el cinturón plegado de flysch de las colinas Arakan Yomahqi (Thein, 1973). Su lado occidental pertenece al borde nororiental de la placa india, donde no hay gusanos, sólo una pequeña fauna de foraminíferos planctónicos y bentónicos.
Figura 6-2 Diagrama esquemático de la zonificación biogeográfica del Cretácico medio a ambos lados de la Zona de Sutura de Yarlung Zangbo.
1—Área de distribución de satélites orbitales; 2—Zona de sutura Indo-Brahmaputra; 3—Área de distribución de ostrácodos de pequeños foraminíferos de la India
Desde el oeste hasta Cachemira, en el río Indo, se encuentran las líneas orbitales. encontrado en las regiones de Ladakh y Kohistan en el lado norte de la zona de sutura. En las rocas volcánicas del Arco del Dras de esta zona se producen calizas orbitales en forma de lentes o tiras. Según la investigación de Mamgain y Rao (1965), estos fósiles incluyen principalmente Orbitolina trochus, O.discoidea, O.bulgarica y Orbiqiadrasensis. Hay muchos informes de fósiles de salamandras orbitales en Ladakh y Kohistan, que generalmente se cree que datan del período Aptiano-Albiano (Pudsey, Schroeder y Skelton, 1985; Nagapa, 1959; Garzanti, Porter y Maskell, 1987).
(3) Ambiente sedimentario de los cirros en el Tíbet.
El entorno de vida de los hemípteros puede ser similar al área de vida de los foraminíferos bentónicos actuales, que viven en aguas costeras poco profundas de los trópicos y subtrópicos. Su caparazón varía mucho en tamaño y forma. El tamaño individual es generalmente de 1 a 7 mm y el máximo puede alcanzar los 60 mm. Las formas varían desde conos altos hasta conos bajos, discos, campanas y tapas redondas con periferias hacia arriba. Su forma y composición de concha son complejas, afectadas en su mayoría por factores ambientales externos, y tienen poco que ver con su propia evolución. Por tanto, es difícil clasificar los organismos según su apariencia. La clasificación de dichos organismos se basa en la estructura interna, centrándose en la estructura y evolución de la cáscara embrionaria, determinando así las características de clasificación a nivel de género y especie. Sus variadas formas y composiciones de conchas son una base útil para restaurar el ambiente externo. Durante el Cretácico, a menudo coexistió con almejas de caparazón grueso, lo que refleja aún más que este organismo estaba restringido a ambientes costeros cálidos con salinidad normal.
Las rocas carbonatadas de la Formación Sangzugang en la cuenca del antearco en el margen sur del Gangdise son principalmente calizas bioclásticas y calizas cementadas por microcristales y micritas, mientras que los materiales de la capa orbital son principalmente sedimentos externos. Las partículas de carbonato y una pequeña cantidad de material terrestre de grano fino en el material refleja que el ambiente de depósito en ese momento era una plataforma carbonatada local antes de la formación de la cuenca del antearco, con agua limpia y menos material terrestre. La mayoría de las conchas de las orbitolínidas eran planas, lo que indica que el agua del mar era poco profunda y la fuerza hidrodinámica era fuerte en ese momento. La concha plana favorecía la supervivencia en este sustrato turbulento.
La cuenca del arco Gangdese-Nyainqentanglha es una cuenca estructural con tipos de rocas complejos y desarrolla diversas rocas clásticas terrígenas y rocas volcánicas. El vulcanismo en la fauna orbital fue relativamente débil durante su vida. Los sedimentos son principalmente rocas carbonatadas y rocas clásticas terrígenas, y sus conchas están compuestas principalmente de partículas de carbonato cementado, que son de tamaño relativamente pequeño. Se especula que la profundidad de depósito de la Formación Takna puede ser ligeramente menor que la de la Formación Sangzugang.
La cuenca del arco posterior del norte del Tíbet representa el vasto entorno marino poco profundo del Cretácico. Durante la existencia de la fauna orbitozoaria, el cuerpo principal de la cuenca era una combinación sedimentaria de plataforma carbonatada, y los márgenes norte y sur de la cuenca eran una combinación de facies marginal de sedimentación mixta de rocas clásticas gruesas terrígenas y rocas carbonatadas. Hay muchos tipos de fauna orbital, incluidas las planas, cónicas y acampanadas. En el centro de la cuenca occidental, hay principalmente corteza cementada de grano fino, mientras que en las áreas oriental y en el borde de la cuenca, las partículas clásticas terrígenas son el componente principal de la corteza, lo que refleja el patrón general de la cuenca.
Las características ecológicas de la fauna orbitozoaria limitan su existencia a ambientes costeros y de aguas poco profundas, afectando a su distribución paleogeográfica. El Macizo de Lhasa tiene una deposición generalizada de carbonatos durante el Cretácico Medio y alberga abundante fauna de ostrácodos marinos poco profundos. La distribución de los satélites en órbita alrededor del mundo refleja que su área de vida era la zona costera y de mar poco profundo alrededor del océano Tetis, y estaba ampliamente distribuida a lo largo de esta zona costera y de mar poco profundo en ese momento.
(4) La importancia paleogeográfica de los hemípteros y organismos relacionados.
Delimitada por la zona de sutura Indus-Yarlung Zangbo, la fauna orbitozoaria apareció en partes del Bloque Lhasa y la Cuenca Qiangtang al norte durante el Cretácico Medio, pero no en la Placa India al sur. Con base en las características de distribución de los foraminíferos en ese momento, se pueden identificar dos divisiones biogeográficas delimitadas por la zona de sutura Indo-Brahmaputra (Figura 6-2). La formación y evolución de la flora biogeográfica están influenciadas por factores geográficos que controlan las unidades taxonómicas. Los límites de la biota orbital de la meseta tibetana están controlados por la posición tectónica del antiguo continente. Se limita al macizo de Lhasa y la cuenca de Qiangtang al este, al cinturón cenozoico en la parte central y al macizo del estado de Shan-Tanningtari en Myanmar, y a las regiones de Ladakh y Kohistan al oeste. Obviamente no cruza el Indo-Yarlung. Zona de sutura de Zangbo hacia el sur, haciendo de esta zona de sutura el límite de la división biológica.
Desde la perspectiva de la tectónica de placas, la formación de la biogeografía de Orbitornis en el Cretácico Medio está relacionada con la formación del Océano Neo-Tetis en el Mesozoico y las ubicaciones geográficas del Bloque de Lhasa y la Placa Índica. En general, se cree que Gondwana comenzó a desintegrarse en la Era Paleozoica, y su borde norte se dividió en varias masas de tierra, desplazándose de sur a norte y acrecentándose continuamente hasta el borde sur del norte de Laurasia. El bloque de Lhasa se fusionó con Eurasia en el norte durante el Triásico Tardío. Los gusanos orbitales distribuidos dentro de la placa y en la cuenca de Qiangtang en el norte forman una biota completa con Tetis occidental y Japón de Asia oriental (Figura 6-3), lo que indica que el Bloque de Lhasa se había movido hacia el norte antes del Cretácico Inferior y se fusionó con Eurasia. uno, se convierte en el extremo sur del continente euroasiático. En ese momento, la zona de sutura de Pangong Tso-Nujiang no bloqueaba el movimiento de los gusanos orbitales hacia el norte. Durante el Cretácico medio, la fauna orbital estaba ampliamente distribuida en el borde sureste de Eurasia. El Océano Tetis se formó entre el margen norte de Gondwana y Gondwana durante la Era Mesozoica, mientras que el Mar del Himalaya Norte entre la Placa India y el Macizo de Lhasa se abrió hasta el Jurásico Tardío, formando dorsales serpenteantes en medio del océano dominadas por suites de piedra verde. convertirse en corteza oceánica (Liu Zengqian et al., 1990). A mediados del Cretácico, el océano fue un obstáculo para la migración de organismos bentónicos terrestres y de aguas poco profundas, lo que provocó diferencias en la biota del Bloque de Lhasa y la fauna de los orbitobranquios que nunca se extendió al continente indio. La Figura 6-3 muestra que en el hemisferio antiguo, las orbitolínidas se distribuían en el área de 5 s ~ 40 n. Su ausencia en el continente indio indica que la placa estaba muy lejos de esta área de distribución en ese momento y debería estar en. una zona de mayor latitud sur. Además, el océano Neo-Tetis es una zona marítima ancha en el este y estrecha en el oeste. El mar oriental cubre zonas tropicales y subtropicales a ambos lados del ecuador, y las condiciones climáticas correspondientes en las costas norte y sur son similares. Si el clima fuera el único factor de control, entonces la fauna de Orbitron podría existir en áreas al norte de los 40 grados de latitud sur, pero este no es el caso. Por tanto, el clima no es el único factor limitante en la biorregión. No hay duda de que el ancho océano del este es un obstáculo para la migración biológica, pero el mar estrecho y poco profundo del oeste puede formar un canal para que los animales de aguas poco profundas migren del norte al sur. y el noreste de África ilustran este hecho. Sin embargo, la fauna no entró en la Placa India a través del lado este del continente africano, lo que indica que la Placa India se había separado del continente africano y se había desplazado hacia el norte, y el océano formado durante este período se convirtió en una barrera para la migración biológica (Figura 6). -3).
Figura 6-3 La relación entre la posición de las placas tectónicas y la distribución orbital en el Cretácico medio
Los puntos indican la ubicación de distribución de los fósiles, ubicados principalmente en el área del Océano Tetis en; En ese momento, la Placa India estaba ubicada en el hemisferio sur, desplazándose hacia el norte desde Gondwana. Al norte, separados de Eurasia por el océano Tetis, surgieron diferentes grupos de organismos.
2. Biogeografía después del Cretácico Superior
La fauna de los foraminíferos bentónicos cambió mucho a finales del Cretácico Superior, pero la fauna a ambos lados de la Zona de Sutura de Brahmaputra todavía presenta diferencias fundamentales. en características. En la cuenca Gangba-Dingri, en el lado sur, hay un grupo de rotíferos-esferófilos, cuyos tipos representativos son Orbitoides media, O. apiculata Orbitoides olphacyclocus marcroporus. En el lado norte de la presa del medio, hay una fauna de Lepidoptera-Pseudo-Lepidoptera, que incluye Microlepidoptera, Lepidoptera brucei y Pseudo-Lepidoptera. Y Sigmomorfiasp. En ese momento, las características biológicas del norte y del sur eran relativamente similares, y el tipo representativo pertenecía a la familia Antoinidae. Sin embargo, en la clasificación debajo del género, la división geográfica de los dos foraminíferos subterráneos continúa existiendo (Tabla 6-1). Las diferencias paleogeográficas entre los lados norte y sur del Cretácico sugieren la existencia de una cuenca de aguas profundas entre India y Eurasia. A finales del Cretácico, el continente indio se acercó a Eurasia y la cuenca de las profundidades marinas siguió reduciéndose. Pero hasta el final del Cretácico existió un entorno de aguas profundas entre los dos continentes. Los estratos sedimentarios de aguas profundas están expuestos en la parte inferior de la Formación Beed desde Gyantse hasta Lazi, y contienen radiolarios de Campania-Maastricht y foraminíferos planctónicos (Wu Haoruo et al., 1977; Wu Haoruo, 1987; Wan Xiaoqiao, 2002). como la biota Globotruncana Abathomphalus, lo que demuestra que todavía existía una estrecha zona abisal-semiabisal en el lado sur de la zona de sutura de Brahmaputra hasta el final del Cretácico. En los lados norte y sur separados por esta zona, la biogeografía continúa manteniendo una diferenciación obvia (Figura 6-4a).
Tabla 6-1 Comparación de la bioestratigrafía del Cretácico tardío y del Eoceno temprano en ambos lados de la zona de sutura de Yarlung Zangbo
Figura 6-4 Mapa biogeográfico desde finales del Cretácico tardío hasta el Eoceno
1—Biota escamosa; 2—Biota de Globotruncana-Abathophelus; 3—Biota orbital; 4—Mar residual numérico; 5—Área no marina; 6—Arco de Gangdese; p>La distribución de otros organismos en el Tíbet y el continente indio también tiene características similares. Los bivalvos del Cretácico Inferior se produjeron en la zona de Gaize del macizo de Lhasa, con un total de 9 especies (Wen, 1992), tales como: isodomelllachoinbaensis Caestocorbola (Parmicorbula) Perlonga, (no etia)cf Lebanon ensis y Anomiacf Los primitivos La especie .subobliqua. noe TIA (incopsis) se encuentra en la fauna de bivalvos del Líbano durante el período Aptiano, los cuales pertenecen a la provincia del Mediterráneo oriental del dominio de Tetis. La fauna geográfica es completamente consistente con la distribución de la fauna de Orbitolínidos. que el macizo de Lhasa y Eurasia eran un todo durante el Cretácico. En ese momento, la biota euroasiática se había extendido al macizo de Lhasa, pero no cruzó la zona del Indo-Brahmaputra hacia el sur en la cuenca del Gangba en el extremo norte de la India. En el continente, existe una fauna de bivalvos Astartoides-Yaldioides (Wen, 2000). Esta fauna muestra características regionales obvias y es diferente de la fauna del mismo período al norte de la Zona de Sutura de Brahmaputra. -Ostrácodos marinos del Cretácico Superior en la zona de Kuchch en la India, que pertenecen a la fauna Limnocythere falsocarinataframbocytohere - Gomphocytheregomphimatos. Esta es una fauna exclusiva de la India y es similar a la fauna del norte de China y Mongolia. El sistema es muy diferente. (Whatley y Bajpai, 2000). El fuerte color local de la fauna de ostrácodos del Cretácico indio indica que el continente indio estaba aislado de los continentes circundantes y la barrera de los cuatro mares impidió la migración y propagación de organismos no marinos. >
Las características faunísticas locales de foraminíferos, bivalvos y ostrácodos indican que el continente indio se desplazó completamente hacia el norte desde Gondwana a mediados y finales del Cretácico, y quedó separado por la cuenca del océano Tetis en el norte. p>
Después del Paleoceno, los tipos de fauna en ambos lados de la zona de sutura de Brahmaputra se volvieron consistentes.
La fauna de rotíferos del Paleoceno (Rotalia-Lockhatia-Smoutina) floreció en la cuenca Gangba-Dingri. Debido a la acumulación de melaza en el área costera, faltaban registros fósiles en el área de Zhongba en ese momento. La fauna a ambos lados de la zona de sutura de Selan Dian-thane Tian del Paleoceno no difería, pero se desarrolló la misma fauna de Miscelánea-Daviesina. A principios del Eoceno, la fauna a ambos lados de la zona de sutura era idéntica, caracterizándose por el codesarrollo de la fauna Nummulites-Discocyclina. Esta fauna está ampliamente desarrollada en el área de Gangba-Dingri-Zada en el extremo norte del continente indio, y también está ampliamente expuesta en Zhongba, Gangrenbo Fengqi, Dajiweng, Geer y otros lugares en el extremo sur de Gangdise. La evidencia fósil muestra que la diferenciación paleogeográfica desapareció gradualmente a partir del Paleoceno, lo que indica que el ambiente de las profundidades marinas a lo largo del río Brahmaputra básicamente ha terminado. Aunque la barrera oceánica ha desaparecido, algunas áreas a lo largo de la zona mixta en el lado sur de la Zona de Sutura Yarlung Zangbo todavía contienen rocas rojas dispersas de la parte superior de la Formación Bide y rocas clásticas de la Formación Denggang en el Paleoceno temprano (Wan Xiaoqiao , 2002; Wan Xiaoqiao, 2002). Qiao et al., 2005), que representan ambientes abisales o semiabisales limitados. Después del Paleoceno tardío, la mayoría de las áreas no tenían sedimentos de aguas profundas y eran principalmente rocas clásticas expuestas durante la etapa de regresión (como la Formación Jiachala).
En el Eoceno, todavía había mares residuales a ambos lados de la zona de sutura de Brahmaputra antes del cierre del Tetis, y la migración de animales de aguas poco profundas rompió por completo la obstrucción de las aguas profundas. ambiente, formando la biota Nummulitid (Figura 6-4b).