Deslizamiento durante la etapa de convergencia intracontinental del Himalaya y la formación de cuencas entre montañas

La etapa de convergencia intracontinental se refiere al proceso histórico geológico desde el Paleógeno hasta el Neógeno. La era cenozoica fue el período principal de formación de la meseta tibetana. La orogenia final condujo a corrimientos y napas a gran escala, desprendimientos de deslizamiento a gran escala y delaminación y desprendimiento de la superficie y la litosfera causados ​​por empujes y extensiones. Por un lado, se formaron una serie de cuencas de separación en el Tíbet y el oeste de Yunnan; por otro lado, los primeros sistemas montañosos en esta área se superpusieron y remodelaron, lo que provocó que la corteza en esta área se espesara fuertemente; y presenta una serie de cinturones de empuje, zonas de desprendimiento y cinturones de pliegue de falla, como el cinturón de empuje de Nujiang, la zona de desprendimiento de Tenitahong, el cinturón de pliegue de Qamdo, el cinturón de pliegue y de empuje de Jinshajiang, etc.

Las pequeñas cuencas montañosas productoras de uranio en el oeste de Yunnan son producto de la separación durante este período. Esta área está ubicada en la microplaca Tengchong al este de la línea de sutura entre la placa india y la placa euroasiática (Li Feng et al., 1999). La parte oriental de la microplaca Tengchong está conectada a la microplaca Baoshan a través de la falla de Nujiang (también conocida como zona de falla de deslizamiento del arco Lushui-Ruili), y la parte occidental está conectada a la microplaca Myanmar a lo largo del Cenozoico Temprano Myitkyina-Mandalay. sutura (Figura 7.58). La microplaca Tengchong era originalmente parte de Gondwana. Se separó de Gondwana al final del Pérmico y se desplazó hacia el norte para fusionarse con la placa euroasiática (Luo Junlie, 1996). Desde el Jurásico hasta el Cretácico (J-K), la microplaca Tengchong chocó con la microplaca Baoshan a lo largo de la zona de la falla de Nujiang, y se produjo un fuerte metamorfismo dinámico en la zona metamórfica de Gaoligongshan al oeste de la zona de la falla de Nujiang, acompañado de una migmatización (Hu Jianjun, 1996; Luo Junlie, 1996); Del Cretácico al Eoceno (K-E2), la microplaca birmana subducida debajo de la microplaca Tengchong a lo largo de la sutura Putao-Myitkyina y las rocas metamórficas del grupo montañoso Gaoligong en la zona del arco montañoso de la microplaca Tengchong regeneró el migmatismo, acompañado de un emplazamiento de magma ácido a gran escala (Figura 7.59).

Figura 7.58 Diagrama esquemático de la ubicación tectónica de la microplaca Tengchong

1-Falla inversa; 2-Zona de sutura de la placa; 3-Dirección del movimiento de la placa; 5-Dirección de deslizamiento de la placa; distribución La ubicación del área

Desde el Eoceno hasta el Mioceno (E2-N1), la placa euroasiática y la placa india chocaron fuertemente (la zona de colisión fue en el área de las montañas Naga y Arakan). por un lado, se formó la corteza de la región Qinghai-Tíbet (Li Jijun et al., 1979; Dewei et al., 1988; Jiang et al., 2000); extrusión, escape y rotación de microplacas alrededor de la meseta tibetana (Ji Jianqing et al., 2000; Tapponnier P et al., 2000, 1976, 1982, 1990), y desarrollaron zonas de deslizamiento a gran escala.

Figura 7.59 Diagrama esquemático de la relación tectónica entre la microplaca Tengchong y las placas adyacentes.

(Modificado según Min Guangyu, 1995)

kz - Cenozoico; pz - Paleozoico; pt2 - Mesoproterozoico; Granito Yanshan temprano. 1-cuenca cenozoica; 2-pizarra y esquisto; 3-gneis y migmatita; 5-falla; 6-zona de subducción

Al final del Oligoceno y principios del Mioceno, As La Placa India invadió aún más la Placa Euroasiática, ejerció una fuerte fuerza impulsora sobre la microplaca en el área de Sanjiang en el oeste de China (Duan Jianzhong, 2001), provocando cambios importantes en la estructura litosférica de la microplaca Tengchong ubicada en el sureste tibetano. Meseta El pico de actividad de deslizamiento dextral (Duan Jianzhong, 2000) provocó que la microplaca Tengchong en el cinturón orogénico se apretara hacia el sur y girara en el sentido de las agujas del reloj, y se desarrolló una gran cantidad de pequeñas escamas a lo largo del deslizamiento en forma de arco de Lushui-Ruili. La zona de falla y su zona de falla secundaria occidental separan la cuenca (Chen et al., 1994; Zhao Yongsheng et al., 1995; Duan Jianzhong, 2006 54 38+0; Zhou Jiangyu et al., 2002; Zhu). Lidong et al., 2004), acompañada de una fuerte actividad volcánica (Kan Rongju et al., 1996; Jiang et al., 2000), se desarrollaron estructuras volcánicas sedimentarias del Mioceno al Pleistoceno en la cuenca. Dado que el área de Tengchong en el norte está ubicada en un área de concentración de estrés tectónico, las cuencas cenozoicas desarrolladas en esta área (cuencas portadoras de minerales como la cuenca de Tengchong, la cuenca de Lianghe y la cuenca del río Longchuan) son diferentes de las cuencas cenozoicas desarrolladas en el área de Ruili en el sur (la cuenca de Yingjiang aún no ha sido descubierta, la cuenca de Longchuan, la cuenca de Ruili, la cuenca de Husa, la cuenca de Zhefang y otras cuencas de uranio de arenisca) tienen diferencias en la evolución de la sedimentación de la cuenca, la actividad volcánica y el paisaje (Sun Zexuan et al). otros, 2006). Los sedimentos lacustres y las rocas volcánicas de la cuenca cenozoica se desarrollan en el área de Tengchong en el norte de China, y el paisaje de relieve moderno es un relieve de montaña baja, colinas, valles y terrazas de corte profundo; los sedimentos lacustres de la cuenca cenozoica no se desarrollan; en la zona de Ruili del sur. A excepción de la cuenca de Longchuan, la capa de roca de otras cuencas no desarrolla rocas volcánicas, y la forma del relieve moderna son colinas y llanuras aluviales poco profundas e incisas.