Patrón tectónico y sistema de cuenca de arco
Este libro divide las unidades tectónicas de esta área basándose en la relación de transformación mutua entre los sistemas de evolución tectónica litosférica oceánica y continental en la teoría de la tectónica de placas. En el sistema tectónico oceánico, las unidades tectónicas, como las zonas de unión de placas y las zonas de arcos de islas residuales, se dividen. Los sistemas tectónicos continentales se pueden dividir en bloques continentales, arcos de margen continental, arcos de islas de margen continental, cuencas de contraarco, cuencas de antepaís, cuencas de separación por deslizamiento, cuencas de antearco y cuencas extensionales.
La división detallada de unidades estructurales se muestra en la Figura 2.2. Obviamente, todas las unidades estructurales del área están distribuidas a lo largo de la línea estructural principal que corre de norte a noroeste. Las características estructurales y sedimentarias de cada unidad se analizan brevemente de este a oeste de la siguiente manera.
2.2.1.1 Zona de unión del río Jinsha
La zona de unión del río Jinsha se extiende desde Dengke hasta Yushu, y se extiende hacia el oeste hasta Yanghu y Guozhacuo en el norte del Tíbet. Diríjase hacia el sur a través de Batang, Derong, Benzilan y el lado oeste de la montaña Diancang, luego gire hacia el sur hacia el este a través de la montaña Ailao y salga del país. El área de estudio está ubicada en una ubicación central, es decir, el área de Dengke-Batang.
Muchos estudiosos han realizado investigaciones sobre este cinturón en diversos grados (Liu Chaoji, 1980; Liu Zengqian et al., 1983; Chen, 1983; Pan Guitang, 1983; Zhang Qi et al., 1988, 1992 1993; Li Xingzhen y otros, 1993; 1995; Pan Guitang et al., 1997, etc.). Roca básica y roca ultrabásica, roca carbonatada, pizarra, roca silícea y otros bloques estructurales mixtos se pueden encontrar en todas partes (Luo Jianning et al., 1992) la edad de los bloques de roca es del Devónico al Pérmico, y la matriz es del Pérmico; Areniscas flysch del período-Triásico, pizarras, rocas silíceas radiolarias y rocas volcánicas básicas y de acidez media. Las ofiolitas en el área de Batang-Xiaruo están compuestas principalmente de rocas ultramáficas serpentinas, rocas ultramáficas, gabro, paredes de diabasa, basaltos de dorsales oceánicas y rocas silíceas radiolarias. Son similares a otras calizas desmembradas del Devónico, Carbonífero y Pérmico junto con sus esquistos verdes basales. forman el cinturón de mezcla de ofiolita. Entre ellos, los perfiles de ofiolita en las áreas de Derong y Xumai son relativamente completos, con intrusión de granito plagioclasa (Xu Tongrui, 1995). Las proporciones M/F de las rocas ultramáficas en esta zona son en su mayoría de 6,95 a 11,0, y la geoquímica de las tierras raras y los oligoelementos es cercana a la de la espinela lherzolita del proto-manto. Las características petroquími a débilmente enriquecido El patrón de distribución del conjunto es básicamente plano (Mo Xuanxue et al., 1993). La edad de formación de la ofiolita en esta zona está determinada principalmente por la roca silícea radiolaria asociada con el basalto de la dorsal oceánica, que puede extenderse hasta el Devónico tardío o antes (Li Xingzhen, 1991; Pan Guitang, 1997), en lugar de antes del Devónico. (Pan Guitang et al., 1997). El fósil de radiolario más antiguo es Entactinia sp. , Endocystissp. (D3), nematodo de muesca pequeña, nematodo de hoja de melocotón, etc. Al parecer la edad oscila entre el Devónico Superior y el Carbonífero Inferior. La mayoría de las rocas silíceas tienen anomalías débiles de Ce, y las rocas silíceas ricas en hierro y manganeso tienen anomalías positivas de Ce. En el proceso de evolución tectónica, el océano Jinshajiang comenzó a subducirse hacia el sur y hacia el oeste al final del Pérmico Temprano (P1), formando un arco inicial en medio del océano a lo largo del área Xilianghe-Dongzhucun en la sección sur del río Jinshajiang en su lado oeste (Liu Zengqian, Li Xingzhen et al., 1993; Mo Xuanxue et al., 1993). La época de cierre puede ser el Triásico Medio y la hora de cierre de diferentes secciones es diferente (Pan Guitang et al., 1997). Porque es fácil observar que el Triásico Superior en esta zona está cubierto por una zona mixta de ofiolita angularmente discordante, o que el conglomerado en su base contiene gravas de ofiolita. Al mismo tiempo, a principios del Triásico Tardío, en algunas secciones del cinturón de arco de islas original, como el arco de islas del margen continental fluvial, todavía se desarrollaba un conjunto de series calco-alcalinas de rocas volcánicas rezagadas después de la deposición de melaza (Mo Xuanxue et al. otros, 1993). Incluso en microcontinentes, como el Microcontinente Qamdo, se puede ver que el Triásico Superior está superpuesto angularmente de manera discordante por el Triásico Medio. Por lo tanto, el impacto de esta colisión y formación de montañas fue de gran alcance y generalizado.
En la Figura 2.3, el cinturón del río Jinsha muestra buenas anomalías magnéticas con cambios de alineación positivos y negativos. El mapa de anomalías gravitacionales de Bouguer (Figura 2.4) y el mapa de batimetría de Moho (Figura 2.5) también muestran diferenciación NW.
Figura 2.2 Mapa de unidades geotectónicas del área de Qamdo
2.2.1.2 Arco del margen continental de Jiangda-Azhong-Mangcuo y cuenca intraarco
El arco de islas Es ubicado al oeste de la zona de unión del río Jinsha, delimitado por la falla del municipio de Chesuo-Deqin al oeste y extendiéndose hasta Weixi, Yunnan, al sur. Esta zona es la sección norte del arco del margen continental de Jiangda-Weixi-Luchunwan desde el Paleozoico hasta el Mesozoico temprano (Luo Jianning et al., 1995). Los estratos expuestos son del Paleozoico al Triásico Superior. Se puede dividir en cuatro etapas: la primera etapa está compuesta por gneis predevónicos, esquistos y rocas volcánicas metamórficas intermedias-básicas; la segunda etapa está compuesta por rocas clásticas del Paleozoico superior, calizas y rocas volcánicas intermedias-básicas; está compuesto por rocas clásticas del Paleozoico Superior, calizas y rocas volcánicas intermedias-básicas la primera etapa está compuesta por rocas sedimentarias del Triásico Temprano-Medio y rocas volcánicas de acidez media la cuarta etapa es de rocas clásticas del Triásico Tardío y rocas volcánicas de arco rezagadas; líneas de carbón o vetas de carbón en la parte superior. Excepto por el contacto angular discordante entre la segunda etapa y la tercera etapa y la tercera etapa y la cuarta etapa, las otras capas son todas contactos conformables. Relacionados con el arco volcánico se encuentran un lecho de roca de granito tipo I o cadenas de rocas distribuidas a lo largo de la dirección noroeste (Liu Zhensheng et al., 1994; Wang Zeng et al., 1995).
Figura 2.3 Mapa de zonificación del campo magnético del este del Tíbet y el oeste de Sichuan.
2.2.1.3 Cuenca del arco posterior residual de Shengda
La cuenca es adyacente al arco del margen continental de Jiangda al este y al microcontinente de Changdu al oeste. Es una cuenca de arco posterior remanente basada en la corteza continental. Existe un levantamiento submarino en el centro de la cuenca compuesto por rocas metamórficas proterozoicas y cuerpos graníticos hercinianos (Peng Yongmin et al., 1999). En la parte inferior del Triásico Tardío se encuentran yacimientos y depósitos de turbiditas terrígenas, endógenas y volcánicas. con un espesor de más de 5000 m. Este grueso conjunto de rocas sedimentarias está construido sobre un basamento blando que se plegó durante la era Paleozoica tardía. La cuenca actual está cubierta por la discordancia del Triásico Superior y estratos más antiguos de diferentes épocas. No hay estratos del Triásico Medio ni del Jurásico suprayacentes expuestos en el área de la cuenca, y sólo la Formación Maratón del Triásico Inferior, que es equivalente a la sedimentación temprana de la India, se ve en el borde de la cuenca. Este último está compuesto principalmente por rocas clásticas inferiores intercaladas con calizas y rocas volcánicas riolíticas superiores.
2.2.1.4 Microcontinente Qamdo y cuenca del Cratón
La parte oriental de este cinturón es la cuenca del arco posterior de Shengda restante, y la parte occidental es adyacente a la colisión volcánica Tangji-Dongdashan. cinturón de roca. Los estratos expuestos son Ordovícico-Terciario y se pueden dividir en cinco etapas (Luo Jianning et al., 1992). La primera etapa es arenisca flysch, pizarra y roca carbonatada del Paleozoico Inferior con un espesor superior a 3615 m. La segunda etapa es roca carbonatada y clástica del Devónico al Pérmico Inferior continental a marino poco profundo, que contiene una pequeña cantidad de material volcánico, alrededor de 2500. m de espesor. Existe un contacto disconforme entre la primera y la segunda fase. La tercera fase es la acumulación de rocas clásticas carboníferas del Pérmico Superior, rocas sedimentarias del Triásico Inferior y Medio y rocas volcánicas de acidez media, con un espesor de 3000 metros. La cuarta fase son los clásticos rojos de grano grueso desde el continente hasta el. costa después del Triásico Superior, de casi 10.000 metros de espesor. La quinta etapa son rocas clásticas rojas del Terciario, líneas de carbón, rocas de sal de yeso intercaladas con rocas volcánicas ácidas intermedias. Hay relaciones de contacto no integradas entre la segunda etapa y la tercera etapa, la tercera etapa y la cuarta etapa, y la cuarta etapa y la quinta etapa.
Figura 2.4 Diagrama esquemático de la anomalía de gravedad de Bouguer 1×1 en la meseta tibetana.
Figura 2.5 Mapa de isóbatas de Moho en el área de Sanjiang
2.2.1.5 Cinturón de roca volcánica de colisión Tangji-Dongda
Encajonado entre el microcontinente Qamdo La estrecha franja entre los La parte oriental y el microcontinente Uqi-Zogong alguna vez fueron un arco volcánico del Paleozoico tardío, pero durante el Triásico se convirtió en una zona volcánica de colisión basada en el arco volcánico del Paleozoico tardío. Los estratos expuestos van desde el Paleozoico hasta el Terciario, que pueden incluir algo del Precámbrico (Yong Yongyuan et al., 1989). El basamento es un conjunto de rocas compuestas de gneis, granulita y esquisto del Grupo Lancang, el Grupo Tangji y el Grupo Youxi. Las rocas originales recuperadas del Grupo Tangji y el Grupo Youxi son arena flysch, lutita y rocas volcánicas básicas intermedias. La capa de roca es Carbonífero-Terciario, y el Carbonífero-Triásico Inferior está compuesto por arena de flysch, rocas volcánicas de arco de pizarra, rocas silíceas, rocas carbonatadas y vetas de carbón. El Triásico Medio está compuesto por rocas clásticas y rocas volcánicas ácidas colisionantes. Después del Triásico Superior, se depositaron rocas clásticas junto con rocas carbonatadas.
El Carbonífero y las rocas metamórficas subyacentes, el Triásico Medio y el Triásico Superior, y el Triásico Superior y el Triásico Medio están todos en contacto discordante. Esta zona es un arco volcánico pérmico que se extiende hacia el sur a lo largo del río Lancang hasta el área de Nanzuo-Bucun. El contenido de K2O aumenta de oeste a este y la polaridad del arco cambia de la serie de basalto toleítico bajo en potasio a la serie calcoalcalina y luego. a la serie de potasa Refleja la subducción hacia el este del río Lancang (Mo Xuanxue et al., 1993). Sin embargo, no se pueden observar restos de corteza oceánica contemporánea o antigua ni mezclas sustractivas en el área de estudio, lo que es consistente con anomalías magnéticas positivas de bajo basamento (dictadas por Luo Jianning, 1997). ¿Por qué aparecen fragmentos de corteza oceánica en el segmento sur y no en el segmento norte? El motivo aún no está claro.
2.2.1.6 El microcontinente Uqi-Zogong y la cuenca del cratón
Entre la zona de conjunción de Nujiang y el cinturón volcánico de colisión Tangji-Dongda, los estratos expuestos son cuencas de lodo Departamento-Tercer Departamento. Los sedimentos Devónico-Pérmico se consideran un conjunto de sedimentos de borde pasivos compuestos por rocas clásticas y rocas carbonatadas (Luo Jianning et al., 1992), que están cubiertos por rocas mesozoicas y están poco estudiados. Falta el Triásico Inferior y el Triásico Medio, como se ve en el cinturón volcánico de colisión Tangji-Oriental, está atravesado por fallas y mal definido. Según el fenómeno común en el área de Qamdo, se especula que el Triásico Superior y el Triásico Medio están en contacto de discordancia angular. El Triásico Superior está compuesto principalmente por roca clástica inferior intercalada con calizas y rocas volcánicas ácidas, y la roca clástica superior intercalada con calizas y calizas medias, con un espesor de más de 5000m la cima del Triásico Superior está compuesta por clásticos marinos; Roca y caliza Compuesta del Jurásico Inferior.
2.2.1.7 Zona de unión de Nujiang
Comienza desde Dingqing, Jingxi Yuqiao, Basu hasta Zuogong Zhayu en el oeste y se conecta con el río Lancang en el sur. Esta zona es la principal zona de extinción en el Océano Tetis, y es también la zona de atraque donde el bloque continental Pancathaysia chocó con Gondwana (Pan Guitang et al., 1997). Los predecesores han realizado muchos trabajos en esta área (Zhang Qi et al., 1982; Zheng et al., 1983; Pan Guitang et al., 1983; Zheng, 1983; Liao Guoxing, 1983; Wang Xibin et al., 1987 ; Li Xingzhen et al., 1993). La sección de ofiolita de Dingqing es la más completa y está compuesta principalmente de peridotita diabasa, dunita, una pequeña cantidad de lherzolita, gabro, más basalto y roca silícea que contiene fósiles de radiolarios del Jurásico temprano. En su lado este, hay numerosos diques de gabro y emplazamientos de diques de granito tonalita y plagioclasa. El ensamblaje en otras áreas es incompleto, en su mayoría rocas ultrabásicas y rocas silíceas de lava, y la matriz tiene una fuerte mezcla de esquistosidad. La última edad estructural de emplazamiento frío de la ofiolita es el Jurásico Tardío. Las rocas volcánicas en esta zona son principalmente basalto, y las características de bajo K2O y medio-bajo TiO2 indican que son desde basalto de dorsales oceánicas hasta basalto de islas oceánicas. El patrón de partición plana de bajo contenido total de tierras raras σREE ((13,49 ~ 23) × 10-6) y un ligero agotamiento o enriquecimiento de tierras raras ligeras indica que es similar al entorno MORB del norte o al entorno MORB del norte. Vale la pena mencionar que en el área de Dingqing existe andesita anfibolita similar a Mariana (Zhang Qi et al., 1992). En otras áreas, se compone de basalto, andesita, dacita y riolita. combinación de series (Wang Xibin et al., 1987). Parece que este cinturón se parece más a un cinturón de rocas mixtas compuesto por conjuntos de ofiolitas desmembradas, basaltos alcalinos de islas oceánicas y rocas volcánicas en forma de arco formadas en las últimas etapas de subducción. Durante mucho tiempo, la mayoría de los geólogos creyeron que la cuenca del océano de Nujiang se formó en el Triásico Tardío-Jurásico Medio. Sin embargo, como cuerpo principal del Océano Tetis Oriental, se especula que debería al menos comenzar en el Neoproterozoico (Pan Guitang et al., 1997). Debido a la tendencia de migración oblicua de este a oeste o de sur a norte, se especula que el tiempo de cierre puede haberse formado desde finales del Triásico hasta principios del Cretácico. Esto se debe al sistema Cretácico en la sección occidental del cinturón del lago Bangong. no se ajusta al subyacente Encima de la ofiolita.
La relación de configuración espacial entre el arco volcánico del Jurásico-Cretácico de Bomi-Zayu y la cuenca del arco posterior suroeste indica que el océano Nujiang se subdujo hacia el sur y se extinguió hacia el oeste.
2.2.2 Marco geológico del sistema de cuencas de arco
El área de estudio pertenece al sistema de cuencas de múltiples arcos del Paleozoico tardío-Mesozoico en el borde suroeste del grupo continental Pan Cataysiano, y el este del Pamir se llama dominio Dongte Tis (Figura 2.6). Además de la zona de mezcla de ofiolitas del lago Bangong, el lago Dingqing, el lago Changning y el lago Menglian, que representa la zona de unión de Gondwana y Pancathayana y es la última reliquia de la desaparición del océano principal de Tetis, el área de estudio incluye la mayor parte del resto. 20 ofiolitas en la meseta tibetana son pequeñas cuencas oceánicas, cuencas de arco posterior y corteza oceánica de arco insular.
Su escala de desarrollo y tiempo de evolución son limitados y no son tan buenos como los del Océano Atlántico o Pacífico (Pan Guitang et al., 1997). La vasta área intercalada entre el arco del frente continental Pan Cathaysiano y el arco del frente Kunlun constituye el área de la cuenca del arco continental Pan Cataysiano del Paleozoico tardío-Mesozoico y el dominio estructural orogénico del arco de múltiples islas. En la actualidad, el arco de islas del antepaís del Paleozoico tardío es una masa de tierra aislada a lo largo de la línea Qiangtang-Kaikailing-Chamdo-Tangji-Lamping, que consta del arco de la isla Qiangtang, el arco de la isla Tangji, el arco de la isla Chongshan y el arco de la isla Lancang. La cubierta sedimentaria estable de estos bloques continentales es roca sedimentaria Devónico-Carbonífera, y las rocas subyacentes son arcos de islas o cuñas de acreción formadas por la subducción hacia el norte o noreste del océano Tetis desde el Precámbrico hasta el Paleozoico temprano. Lo que vemos ahora es un complejo metamórfico en fase esquisto verde-anfibolita que fue deformado y metamorfoseado por daño tectónico. En consecuencia, los depósitos de flysch del Ordovícico encontrados en el área de Qingnidong-Haitong pueden haberse formado por expansión del arco posterior.
Las características de los arcos de islas y las cuencas de arco posterior se han descrito anteriormente, y los temas relacionados se analizan brevemente a continuación.
2.2.2.1 Tipo de corteza oceánica de ofiolita
Las investigaciones han descubierto que las características geoquímicas del basalto asociado con la ofiolita en la mayoría de los cinturones orogénicos son similares al basalto toleítico del arco insular. Es diferente del moderno. basalto oceánico. La antigua corteza oceánica reflejada por la ofiolita se formó principalmente en antearcos, retroarcos o pequeñas cuencas oceánicas, y los basaltos de las dorsales oceánicas están menos conservados. Las ofiolitas en la zona de conjunción del río Jinsha y la zona de conjunción del río Lancang Sur en el área de estudio son sus representantes. ¿Por qué sucede esto? Debido a la expansión y renovación de la litosfera oceánica con el tiempo, la corteza oceánica alejada del eje de expansión se vuelve fría y densa en la Dorsal del Pacífico Oriental, la dorsal de expansión está a 2500 m bajo el nivel del mar, pero puede alcanzar los 8000 ~ 11000 m; en la Fosa de las Marianas. La subducción ocurre cuando los océanos son arrastrados hacia el manto profundo o hacia el sistema de cuencas oceánicas en contracción durante el proceso de subducción, y luego son enterrados por gruesas capas de sedimentos frente a las zonas de empuje del arco de islas. Las excepciones son las partes jóvenes, calientes y de baja densidad de la corteza oceánica ubicadas en el abultamiento, que pueden haber sido raspadas hacia la zona de mezcla o posteriormente expuestas por desprendimiento estructural; No es difícil entender que en la geología continental, entre las placas continentales se formarán más arcos traseros, arcos de islas o pequeñas cuencas oceánicas de ofiolita o cinturones de rocas mixtas de ofiolita.
Figura 2.6 Estructura de la cuenca del arco de la meseta tibetana y áreas adyacentes
2.2.2.2 Los arcos de islas y las cuencas del arco posterior coexisten alternativamente.
La coexistencia de arcos de islas y cuencas de arco posterior en sistemas de cuencas de arco es una característica importante, como la actual Indonesia. La configuración espacial del arco volcánico del margen continental de Jiangda-Azhong del Triásico y la cuenca residual de Shengda, el arco volcánico de Bomi-Zayu y la cuenca del contraarco en el área de Qamdo refleja el patrón de coexistencia alterna de cuencas de arco. Qiangtang-Kaikailing-Chamdo-Tangji-Lanping-Simao, alguna vez conocido como un microcontinente zonal, puede haberse separado de las montañas costeras del Paleozoico temprano en el suroeste del bloque continental Pan Cataysiano a principios del Devónico. En esta línea de pensamiento, es más fácil comprender la historia de la orogenia del arco de múltiples islas desde el Paleozoico tardío hasta el Triásico desde el sur de Kunlun, el margen occidental del Yangtze hasta el área norte del Tíbet-Sanjiang, que incluye principalmente el arco posterior. expansión, colisión arco-arco y colisión arco-continente (Pan Guitang et al., 1997).
2.2.3 Evolución geológica de la cuenca del arco
La historia de la evolución de la cuenca del arco del Triásico abarca la etapa Paleo-Tetis (S-T1-2) y la etapa Tetis (T3-E2). El océano principal de Tetis, representado por la mezcla de ofiolitas del lago Bangong, Nujiang, Dingqing y Menglian, se formó por primera vez en el Neoproterozoico y finalmente murió en el Cretácico Inferior (Pan Guitang et al., 1997). En la larga historia de la evolución del océano principal, el Triásico sólo ocupó un corto período de tiempo, que se analizará en dos etapas a continuación.
2.2.3.1 Del Pérmico Superior al Triásico Medio Inferior
En el Pérmico Superior, el océano principal de Tetis se desarrolló a partir de la subducción unidireccional hacia el norte desde el Precámbrico. Los arcos volcánicos del Devónico, Gangdese y Jiangda-Azhong del Paleozoico tardío o antes se formaron en ambos lados del océano. Se especula que pueden existir arcos oceánicos a ambos lados de la dorsal durante la expansión del océano principal (Figura 2.7a). Los arcos volcánicos de ofiolita y del Paleozoico tardío se formaron por el cierre del pequeño océano del río Lancang en el área de Sanjiang y el. El área de Changning-Menglian en el sur es orogénica. En el área de Changning-Menglian, la acreción microcontinental de Lanping. En el Triásico Temprano-Medio, al igual que otros bloques microcontinentales, la cuenca oceánica de Jinshajiang entre el bloque microcontinental Zhongzha se separó del antiguo continente Kangdian (bloque continental Yangtze) y el bloque microcontinental Qiangtang-Chamdu-Lanping en el lado este del área de estudio. se subduce hacia el oeste, formando el arco volcánico Jiangdah-Azhong, y la superficie del océano del río Jinsha se reduce.
El pequeño océano oriental de Garze-Litang también está disminuyendo porque el macizo del Yangtze también se está subduciendo hacia el oeste. Durante este período, se pueden encontrar las cuencas de arco trasero descritas anteriormente que coinciden con los arcos volcánicos.
Figura 2.7 Resumen de la evolución estructural geológica del Tetis Oriental
2.2.3.2 Triásico Tardío-Jurásico Temprano
Con los Gangdese y los Qiang Los Tang-Chamdo El microcontinente creció debido a la expansión de los arcos volcánicos, y el océano principal de Tetis continuó encogiéndose y encogiéndose (Figura 2.7b). A principios o principios del Triásico Tardío, el océano del río Jinsha y el océano Garze-Litang se cerraron uno tras otro, siendo el primero antes que el segundo. Según la investigación, el cierre del océano del río Jinsha en el arco volcánico de Jiangda-Azhong se produjo a finales del Triásico Medio o principios del Triásico Tardío. Aunque todavía había vulcanismo de arco a principios del Triásico Tardío, se trataba de un vulcanismo tardío que coexistía con la deposición de melaza después de la orogenia colisionante. El desarrollo de la cuenca del arco posterior residual de Shengda es una cuenca sedimentaria correspondiente a un arco de retraso que quedó atrapado después de la orogenia, similar a las cuencas del Mar Negro y el Mar Caspio que quedaron atrapadas en el continente por la orogenia (Hsu, 1993). El océano Garze-Litang se cerró, formando el arco volcánico Changtai-Xiangcheng y la cuenca del arco posterior de Yidun (Hou Liwei et al., 1994; Mo Xuanxue et al., 1993).
La subducción bidireccional del océano principal desarrollada en el Jurásico Temprano en el área de estudio provocó la desaparición y el cierre del océano antiguo. Ahora es fácil encontrar ofiolitas en las áreas de Basu o Dingqing del río Nujiang y en los arcos volcánicos y cuencas de arco posterior de las montañas Gaoligong (Figura 2.7c). En el cinturón de Gangdise o en el área de Lhasa que se extiende hacia el oeste del cinturón (Figura 2.6), el océano principal se cerró obviamente más tarde (Figura 2.7c; por el contrario, en el océano principal de Nujiang que se extiende hacia el sur (Figura 2.6), puede ocurrir lo mismo; han cerrado antes el cierre. Obviamente, el cierre y desaparición del océano principal migró gradualmente en diagonal de sur a norte y de este a oeste.