Bangongový steh - Bangong suture

Obecná mapa střední a jižní Tibet zobrazující šicí materiál Bangong (umístěný mezi BSZ a Qiangtang terrane) a pásmo Bangong šicí (BSZ) a okolí terranes. Mapa je upravena z Guynn et al., 2011.[1]

The Bangongový steh zóna je dlouhá přibližně 1 200 km a trendy v orientaci na východ,[2] a klíčové umístění v centru Tibet konjugovat poruchovou zónu. Nachází se v centrálním Tibetu mezi Lhasa (jižní blok) a Qiangtang (severní blok) terranes, je to diskontinuální pás ophiolity a melanž[1] to je 10–20 km široké, až 50 km[3] místy široký. Severní část zlomové zóny tvoří severovýchodní úder sinistrální poruchy úderu, zatímco jižní část se skládá ze severozápadních úderných pravých bočních úderů.[4] Tyto konjugované poruchy na sever a na jih od Bangongu se navzájem protínají podél šicí zóny Bangong-Nujiang.[4]

Kolize a vývoj stehů

Geologie stehu zahrnuje jurský námořní břidlice a konglomeratický vrstev, melanže a ofiolitů a vulkanických hornin z několika pulzů magmatismu.[5] Každá z těchto litologií může být vázána na konkrétní terény, buď ostrovní oblouky[6] nebo mikrokontinenti, kteří se shromáždili před indickým subkontinentem, když se během druhohor pohyboval na sever. Během srážky jury a křídy[7] Lhasy a Qiangtang terranes, dávný oceán Tethys uzavřen,[1][7] vytvoření zóny šití Bangong. Oceánská litosféra (Meso-Tethys) byla během této srážky spotřebována a subdukována pod teriangem Qiangtang.[1] To vedlo k únos ofiolitů na severním okraji Lhasy terrane[7] Toto období únosu je obecně přijímáno jako znamení konce oceánského subdukce pod jižním Qiangtangem a počátku srážky Lhasa-Qiangtang.[7] Důležitým rysem švů Bangong je suterén Amdo. Tato expozice předmesozoického krystalického suterénu je ~ 100 km dlouhá a ~ 50 km široká.[7] Geologie Amda zaznamenává druhohorní metamorfózu, magmatismus a exhumaci a skládá se z orthogneissů a metasedimentů, do nichž zasahují nedeformované granitoidy.[7]

Cenozoická reaktivace

Po sešití mikrokontinentů následoval pokračující severním driftem indického subkontinentu, který se srazil Eurasie Během Kenozoikum, asi před 45–55 miliony let.[8] Od kolize Indie a Eurasie se předpokládá, že míra konvergence s Eurasií se zpomalila o více než 40% mezi 20 a 10 Ma v důsledku zesílení kůry.[8] Vysoká tibetská plošina odolávala dalšímu zesílení kůry, což vedlo ke zpomalení konvergence a následné migraci zkrácení kůry na boky plošiny.[8] V tuto chvíli došlo k uzavření oceánu Neo-Tethys,[1] jako jižní okraj Eurasie (označený Lhasa terrane) narazil do Indie. Proniknutí Indie do Eurasie reaktivovalo šicí zónu (která se nachází uprostřed tibetské plošiny),[9] způsobující pohyb obou na sever poruchy tahu a poruchy prokluzu. Poruchy úderu způsobily přesun většinou nedeformovaných kontinentálních bloků na východ od hlavní konvergentní zóny.[4]

Průřez zobrazující tektonický vývoj zóny šití Bangong. 1. Vytvoří se oceánská povodí backarc oddělující suterén Amdo od terranu Qiangtang. Rollback desky je možné vysvětlení pro toto rozšíření. 2. Pokračující subdukce oceánské kůry v raně střední jurě. Uzavření oceánské pánve zpětného oblouku způsobuje ophiolitovou únik a období metamorfózy v suterénu Amdo. 3. Na počátku křídy se terhny Lhasa a Qiangtang srazily a vytvořily Bangongový steh. V této době se také vytváří umyvadlo v popředí. Průřez je upraven v Guynn et al., 2006.[7]

Důsledky Bangong švu

Klasické interpretace tektonika desek naznačuje, že deformace z euroasijsko-indické srážky by měla být soustředěna podél subdukční zóny. Tibetský systém tímto způsobem nepůsobí, avšak na severním a severovýchodním úbočí Tibetská plošina. K vyřešení tohoto problému byly navrženy dva modely koncových členů: model „měkkého Tibetu“ a tektonika mikrodesek.[9][10] Podle modelu „měkkého Tibetu“ se litosféra chová jako tenká viskózní vrstva, aby vyhověla široce distribuovanému zkrácení obou kůra a litosférické plášť.[10] Mikrodesková tektonika naznačuje, že každý terran jedná sám o sobě, podle svých vlastních hranic, a stehy mezi nimi (včetně stehů Bangong mezi Lhasou a Qiangtangem) jsou v kenozoiku znovu aktivovány.[9]

Předpovědi modelu koncového člena

Každý ze dvou modelů vytváří jinou predikci reaktivace podél Bangongova stehu. Model „měkkého Tibetu“ naznačuje, že jde o řadu malých násobků poruchy podél zóny stehu by došlo kvůli tvárný povaha litosféry.[10] Na základě modelu mikrotitrační tektoniky by měly být přítomny velké poruchy úderu s významným posunem.[9] Mělo by být také přítomno vytlačování kůry (ve formě sinistrálních poruch úderu), které by bylo způsobeno šikmým subdukcí na okrajích zóny stehu.[9] Pochopení vývoje a struktury těchto poruch, jakož i dalších hraničních poruch (poruch, které obklopují tibetskou náhorní plošinu), je důležité pro omezení tvorby a deformace z Tibetská plošina. Probíhá výzkum zaměřený na identifikaci prvků v oboru, které by uspokojily kteroukoli z těchto hypotéz.

Viz také

Reference

  1. ^ A b C d E Guynn, J .; Kapp, P .; Gehrels, G. E .; Ding, L. (2012). „U – Pb geochronologie bazických hornin ve středním Tibetu a paleogeografické důsledky“. Journal of Asian Earth Sciences. 43 (1): 23–50. Bibcode:2012JAESc..43 ... 23G. doi:10.1016 / j.jseaes.2011.09.003.
  2. ^ Shi; et al. (2008). „Ofiolitové jezero v Bangongu (SZ Tibet) a jeho vliv na tektonický vývoj zóny šití Bangong-Nujiang“. Journal of Asian Earth Sciences. 32 (5–6): 438–457. Bibcode:2008JAESc..32..438S. doi:10.1016 / j.jseaes.2007.11.011.
  3. ^ Schneider; et al. (2003). „Tektonický a sedimentární vývoj pánve východní zóny Bangong-Nujiang (Tibet): cyklus čtení“. International Journal of Earth Sciences. 92 (2): 228–254. Bibcode:2003IJEaS..92..228S. doi:10.1007 / s00531-003-0311-5.
  4. ^ A b C Taylor; et al. (2003). „Konjugovaný úderný protiklad podél šicí zóny Bangong-Nujiang přizpůsobuje koevální rozšíření východ – západ a zkrácení sever – jih uvnitř tibetské plošiny“. Tektonika. 22 (4): n / a. Bibcode:2003Tecto..22.1044T. doi:10.1029 / 2002TC001361. hdl:1808/17113.
  5. ^ Gehrely; et al. (2011). „Detritická zirkonová geochronologie předterciárních vrstev v tibetsko-himalájském orogenu“. Tektonika. 30 (5): n / a. Bibcode:2011Tecto..30,5016G. doi:10.1029 / 2011TC002868.
  6. ^ Yin a Harrison (2000). „Geologická evoluce himálajsko-tibetského orogenu“. Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 28: 211–280. Bibcode:2000AREPS..28..211Y. doi:10.1146 / annurev.earth.28.1.211.
  7. ^ A b C d E F G Guynn; et al. (2006). „Tibetské skalní skály poblíž Amda odhalují„ chybějící “mezozoický tektonismus podél stehu Bangong ve středním Tibetu“. Geologie. 34 (6): 505–508. Bibcode:2006Geo .... 34..505G. doi:10.1130 / G22453.1.
  8. ^ A b C Molnar and Stock (2009). „Zpomalení konvergence Indie s Eurasií od 20 Ma a její důsledky pro dynamiku tibetských plášťů“ (PDF). Tektonika. 28 (3): n / a. Bibcode:2009Tecto..28.3001M. doi:10.1029 / 2008TC002271.
  9. ^ A b C d E Tapponnier; et al. (2001). „Šikmý postupný vzestup a růst tibetské plošiny“. Věda. 294 (5547): 1671–7. Bibcode:2001Sci ... 294.1671T. doi:10.1126 / science.105978. PMID  11721044.
  10. ^ A b C England and Houseman (1986). „Výpočty konečných deformací kontinentální deformace 2. Srovnání s kolizní zónou Indie a Asie“. Journal of Geophysical Research. 91 (B3): 3664–3676. Bibcode:1986JGR .... 91,3664E. doi:10.1029 / JB091iB03p03664.